jueves, 30 de noviembre de 2017

El Terciario en Cortes de Pallás. El Paleógeno (I).

Una de las líneas de trabajo principales de Aventuras geológicas ha sido investigar y dar difusión a la historia geológica de Cortes de Pallás. Nuestros recorridos nos han llevado a través del Mesozoico hasta el Cretácico terminal (en este enlace se puede consultar todos los artículos sobre la geología de Cortes de Pallás). Y allí nos quedamos. Hemos visto como la historia escrita en las rocas de Cortes nos habla, durante la mayor parte del tiempo, de terrenos costeros y mares cálidos poco profundos. Pareciera que se trate de una historia plácida, alejada de la acción geológica durante la mayor parte del tiempo, en la que las cosas importantes casi siempre ocurren en otro lugar y aquí tan sólo llegan los ecos expresados en la forma de regresiones y transgresiones marinas, avances y retrocesos del mar que han quedado registrados en el relieve tabular de la Muela de Cortes. Pero no siempre fue así. Ya desde el final del Cretácico estaban en marcha poderosos procesos que dejarían una impronta muy visible en Cortes. Y esta es una historia del Terciario.

La era Cenozoica o Terciaria (es el único caso en que no seguimos refiriendo habitualmente a una era por la denominación original) comenzó hace unos 65 Ma (millones de años) y finalizó hace unos 2,6 Ma, con el inicio de las glaciaciones del Cuaternario. Se divide a su vez en dos periodos, el Paleógeno y el Neógeno. El Neógeno ya lo examinamos recientemente en nuestra visita al Motrotón y su registro en cortes es muy similar, como tendremos ocasión de ver en un futuro. Hoy retrocederemos más en el tiempo hasta el Paleógeno.

Paleógeno
Unidades y cronoestratigrafía del Terciario/Cenozoico. Fuente: Wikipedia
Nuestra forma de medir la historia de la Tierra está íntimamente unida a la historia de la vida y se basa en el hecho de que unas asociaciones faunísticas reemplazan a otras permitiendo puntuar un proceso que por lo demás es continuo. De esta manera, el fin del mundo Cretácico está marcado de forma ostentosa por la alteración global que supuso el archiconocido impacto meteórico y la desaparición de forma destacada, de los dinosaurios no avianos. En Cortes no podemos ver el registro de este impacto (como sí podemos hacer en Agost). Pero más allá del suceso cósmico (cuyo impacto fue enorme para la vida sobre la tierra pero apenas dejó una capa de unos milímetros sobre el fondo marino) había otros procesos geológicos en marcha cuyo resultado es muy evidente en Cortes.

Durante el Cretácico inferior y asociado a la apertura del Atlántico, Iberia inició un movimiento de rotación en sentido antihorario. Este giro supuso la apertura del golfo de Vizcaya. Durante el final del Cretácico y el inicio del Paleógeno África comenzó a desplazarse hacia el norte. La convergencia de las placas africana y euroasiática atrapó en medio a la microplaca ibérica: la colisión resultante provocó el levantamiento de los Pirineos y la cordillera Ibérica, cerrando a su vez el brazo de mar que se abría entre estas dos últimas. Posteriormente, ya durante el Neógeno, la continuación de la convergencia supondría el nacimiento de las Béticas y el rejuvenecimiento de algunos de estos relieves, ya arrasados.

Paleogeogrfico-KT3
Posición aproximada de Iberia en el tránsito Mesozoico-Cenozoico. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com.html
Cortes de Pallás ocupa una posición muy especial, en la zona de transición entre las cordillera Ibérica y las Béticas. La Muela de Cortes pertenece al macizo del Caroig y se enmarca en el Dominio Tabular, lo que expresa claramente que las sucesiones cretácicas no sufrieron deformaciones significativas durante estos episodios. Pareciese que, una vez más, Cortes quedaría fuera de las grandes revoluciones geológicas. Pero esto no es así. Hemos de dirigirnos al norte del término, a su límite con las vecinas Yátova y Requena, para encontrar las evidencias de estos acontecimientos en el paisaje de Cortes.

Durante el Cretácico terminal Cortes ocupaba una zona costera, con un paisaje de marismas litorales y llanuras de marea (tal y como describimos en este artículo). Pero ya en el Paleoceno las cosas cambian: la deformación provocada por la colisión se acerca desde el norte y el contexto cambia. Tan pronto se van levantando los nuevos relieves la erosión comienza su trabajo incansable desmantelándolos. Y los restos de estas montañas que pugnaban por crecer comienzan a llegar a la zona de Cortes. El Thetys se retira ante el aporte de gravas, arenas, limos y arcillas que llegan desde la cordillera. Estos materiales se depositan sobre las calizas y margas finicretácicas en aparente concordancia, contrastando por sus tonos anaranjados con el color blanquecino de aquéllas. Su estudio sistemático es complicado, por dos razones:

1. La escasez de afloramientos de calidad: como ya vimos en el caso de la Fm Perenxisa, su posición en lo alto de la secuencia estratigráfica hace que haya sido desmantelada salvo en aquellos lugares en que en razón de la tectónica haya sido preservada, por ejemplo, en bloques hundidos a favor de fallas normales. Por ejemplo en los pequeños afloramientos de Bujete y del cementerio de Cortes.

2. Por encontrarse cubiertos en el fondo de un valle, tapados por la vegetación o estar aprovechados, gracias a lo poco competente de sus materiales, como terrenos de labor. Es el caso del corredor de Venta Gaeta y la localidad de El Oro.

Paleógeno Venta Gaeta 2
El corredor de Venta Gaeta visto desde la ladera SO de la sierra de Martés. El Paleógeno forma el sustrato de los campos de labor. Al fondo a la izquierda la localidad de Venta Gaeta. Detrás el relieve tabular de la muela de Albéitar
En la hoja 745 (Jalance) del MAGNA los materiales del Paleoceno-Eoceno aparecen cartografiados en color naranja, en contacto continuo y concordante con el Cretácico. No obstante, esa continuidad es deducida, del mismo modo que la edad de los materiales, por criterios estratigráficos ya que no ha sido posible la datación paleontológica directa (en Cortes). Por mi parte he de decir que he buscado con ahínco una sección en la que observar el contacto o tránsito entre el Cretácico y el Paleoceno, sin éxito. En zonas que parecen muy prometedoras, como en la ladera norte de Albéitar (especialmente en la aldea de Venta Gaeta), el contacto no aflora (la carretera CV-425 pasa justo por donde uno esperaría encontrarlo) y el Paleoceno está totalmente abancalado. Lo mismo ocurre en la ladera que se extiende al pie de El Oro. Ni siquiera a lo largo de la CV-428 a su paso bajo el cementerio de esta última aldea es posible identificar el contacto ya que justamente está erosionado y relleno por los conglomerados en facies de abanico aluvial del Mioceno superior. Todo muy frustrante, la verdad.

Pg desde Venta Gaeta
La sierra de Martés entre la niebla, vista desde Venta Gaeta. En primer término, las margas blanquísimas de la formación Perenxisa, que afloran en el margen NE de la sierra de Albéitar

Magna Albéitar Martés
Mapa geológico de Cortes de Pallás. El término municipal está delimitado por la línea discontinua roja. Como veis, el color verde del Cretácico es claramente predominante. Fuente: InfoIGME-IGME
La observación atenta del mapa geológico levantará rápidamente la siguiente cuestión: ¿qué es lo que permite que el Paleoceno aflore en un área tan extensa, pero tan limitada al corredor de Venta Gaeta? ¿Por qué sólo ahí, cuando el Cretácico superior aflora tan extensamente sin mostrar ni pizca de Paleógeno? ¿Qué hay diferente? La razón está en la tectónica. Durante el Eoceno y quizá el Oligoceno la deformación alcanza de lleno a la región. La corteza responde a los esfuerzos acomodando el acortamiento debido a la compresión plegándose y fracturándose, apilando una capa sobre otra de la misma forma en que una alfombra se pliega cuando la empujamos desde uno de sus lados. La compresión procedente del norte crea pliegues y cabalgamientos que vergen hacia el SO. La alineación de las estructuras generadas sigue una dirección NO-SE, típicamente ibérica. El resultado más notable es la sierra de Martés.

Pliegue sierra Martés
Vista hacia el NO desde el ascenso a la sierra de Martés por el GR-7. En el centro a la izquierda el pliegue tumbado que afecta a las calizas del Cretácico inferior. La secuencia de las principales formaciones que podemos ver es la siguiente: (1) Calizas del Caroig; (2) Areniscas de Sácaras; (3) Calizas de Aras de Alpuente; (4) Dolomías de Alatoz; (5) Dolomías tableadas de Casas de Ves; (6) Dolomías de la ciudad Encantada; (7) Brechas de la sierra de Utiel.
Como ya comentamos en un artículo anterior, la Muela de Cortes no es una verdadera montaña, por más que la vista desde el cañón del Júcar pueda sugerirnos lo contrario. El prominente relieve de la Muela (vista desde el norte) se debe, en realidad, a la profundidad del valle excavado por el río: como hemos visto, la Muela es un relieve tabular cuya principal característica es haber sufrido de forma muy limitada la deformación asociada a la orogenia alpina (sobre esto habría que hacer algunas precisiones, ya que en realidad sí ha experimentado deformación en la forma de elevación generalizada y el hundimiento de los bloques que la limitan a favor de fallas en la distensión miocena, pero esto es otra historia). En realidad, la sierra de Martés constituye la más clara expresión de la compresión tectónica en el término de Cortes. En sus laderas encontramos las mismas formaciones que en la Muela, pero espectacularmente plegadas.

Además, en su margen sur la inversión de las secuencias hace que el Cretácico cabalgue sobre el Paleógeno:

Cabalgamiento K-Pg Venta Gaeta
Cablagamiento del Cretácico sobre el Paleógeno en la base de la sierra de Martés. Ascenso por el GR-7. Vista hacia el NO.
Es una reproducción a pequeña escala de los Pirineos, en los que los materiales de la cordillera cabalgan a los materiales terciarios de su cuenca de antepaís, la cuenca del Ebro.

Con todo, uno de los mejores lugares para observar el Paleoceno-Eoceno y el cabalgamiento del Cretácico sobre el mismo es la aldea de El Oro. Además de estudiar los propios materiales, es un buen sitio para estudiar los efectos de la tectónica a escalas que van desde lo grande a lo pequeño. Localizar el cabalgamiento es sencillo: la carretera CV-428 aprovecha este plano en su trazado. De hecho, los bancales de la huerta de El Oro se asientan sobre el Paleógeno. También cruzaremos esta unidad siguiendo el vial de las Aldeas que parte desde El Oro hacia Venta Gaeta. Echemos en primer lugar un vistazo al cabalgamiento:

Cabalgamiento El Oro
El cabalgamiento del Cretácico sobre el Paleógeno a lo largo de la CV-428 en El Oro. Al fondo a la izquierda la muela de Albéitar. Vista hacia el NO. Los bancales en primer término se asientan sobre el Paleógeno.  
Vemos como los materiales del Paleoceno forman el relleno de un sándwich en los que el pan está formado por los materiales carbonatados del Cretácico: hacia el sur, a la izquierda en la fotografía, el Cretácico superior aparece en su posición original, justo debajo del Paleógeno. Pero a la derecha, por encima de este último, aparece de nuevo el Cretácico, en esta ocasión el inferior, más joven que cualquiera de los otros dos y que ocupa una posición invertida a causa de la tectónica. Imaginemos las tremendas fuerzas necesarias para romper la corteza terrestre y desplazar un bloque sobre el otro a lo largo del plano de contacto (una falla inversa de bajo ángulo). Este mismo proceso es el que formó la sierra de Martés, solo que aquí, a lo largo de la carretera, tenemos la posibilidad de verlo de forma espectacular.

Vamos a pegar la nariz a las rocas y a echar un vistazo más de cerca a este afloramiento. Comenzaremos en el pie de la ladera que desciende desde el cementerio de El Oro a la CV-428. Aquí podemos ver, en primer lugar, las rocas que forman el bloque de base del cabalgamiento. Se trata de las calizas de la Fm Calizas de la sierra de Utiel, que ya analizamos en este artículo.

Fm Utiel
Carbonatos perimareales de la Fm Utiel.
En esta zona, próxima en el interfluvio entre las ramblas de Los Gallegos y Las Moreras, las calizas del Cretácico superior no muestran todavía señales de deformación. Si recorremos hacia arriba (hacia El Oro, al norte) la sección comenzamos a ver los efectos de las tremendas fuerzas en acción, pero a una escala menor que cuando analizamos el cabalgamiento desde la distancia. Las calizas tableadas de la Fm Utiel aparecen aquí plegadas y cabalgadas sobre sí mismas hacia el SO, de forma coherente con la deformación de mayor escala.

Deformación Utiel
Pequeño cabalgamiento plegado que afecta a las calizas de la Fm Utiel. Ver imagen comentada a continuación.
Comentado se ve mejor:

Deformación Utiel Comentada
Mi interpretación

Utiel - Perenxisa
Tránsito entre las Fm Utiel y Perenxisa a lo largo de la CV-428. Vista hacia el norte.
Y ahora es cuando, conteniendo la emoción, esperaríamos ver el tránsito entre el Cretácico y el Paleógeno. Pero como ya os he dicho, sólo nos espera la frustración: los conglomerados y brechas que vienen a continuación no son los que desearíamos ver, sino mucho más jóvenes, de edad Turoliense (Mioceno superior). Una lengua no cartografiada de estos materiales corta justamente a través del contacto, privándonos de esta satisfacción. Como no podemos volver al pasado hasta el Turoliense, tendremos que vivir con ello.

Erosión contacto
El oportuno paleobarranco relleno por brechas y conglomerados del Turolense que impide ver el contacto entre Cretácico y Paleógeno a lo largo de la CV-428. Al fondo las muelas de Cortes (izquierda) y Albéitar (derecha). Las  calizas blancas en primer término forman parte del bloque cabalgante.
Seguimos nuestro recorrido y ahora sí, estamos donde queríamos, justo en el contacto. Quizá poseo una geosensibilidad excesiva, pero tengo gran debilidad por este tipo de superficies. De alguna forma, poner la mano sobre el plano del cabalgamiento me permite revivir las colosales fuerzas que se manifestaron sobre esta superficie. Casi podemos ver las blancas calizas desplazándose sobre las arenas y limos del Paleoceno mientras poco a poco, sismo a sismo, se iba levantando la sierra de Martés y configurándose el paisaje actual. Me encanta esa sensación y os animo a experimentarla por vosotros mismos.

Plano cabalgamiento
El plano del cabalgamiento en el camino que asciende al cementerio de El Oro.
Y aún más cerca:

Detalle plano cabalgamiento
Y un detalle de la imagen anterior: el plano del cabalgamiento mismo.
Pero la deformación producida por los esfuerzos de compresión se manifiesta a todas las escalas, desde la mayor, la de la propia sierra, a la intermedia, como hemos visto en el pliegue de la Fm Utiel, hasta las menores, los propios granos de cada mineral que forman las rocas. Justo debajo del plano del cabalgamiento encontramos algunos ejemplos muy vistosos de esto, a la escala de guijarros que podríamos sostener en nuestra mano. El Paleoceno en Cortes consiste en arenas, areniscas, limos y conglomerados de composición eminentemente silícica. En las arenas, que también son cuarcíticas, aparecen con frecuencia niveles con guijarros de cuarzo. Pues bien, justo debajo del plano del cabalgamiento encontramos algunos ejemplares que muestran señales evidentes de haber cedido a las tensiones generadas por los esfuerzos de compresión fragmentándose in situ. Veamos un primer ejemplo:

Guijarros cizallados 3
Guijarros cuacíticos fracturados por los esfuerzos inmersos en la matriz de areniscas blancas de cuarzo del Paleógeno.
Pero si buscamos un poco más podemos encontrar algunos guijarros que, además de demostrar que lo han pasado mal, nos permiten deducir algunos detalles acerca del proceso. Por ejemplo, aquí tenemos un guijarro fracturado por el esfuerzo cortante. El guijarro está fracturado en dos y uno de los fragmentos se ha desplazado a lo largo de una mini-falla inversa que reproduce el mecanismo del cabalgamiento de la sierra de Martés: una montaña en un guijarro, podríamos decir. El plano de la fractura corresponde con el de una pequeña falla que también afecta a las areniscas de la matriz.

Otro guijarro fracturado por el esfuerzo cortante. Los dos fragmentos están desplazados a lo largo de una falla que lo atraviesa. Sigma1 y Sigma 3 son las tensiones principales mayor y menor, respectivamente.
Pero aún tenemos ejemplos más espectaculares. En esta fotografía podemos ver un guijarro en los que el esfuerzo cortante, además de fracturar un guijarro cuarcítico, ha separado y girado los fragmentos en respuesta al campo de tensiones. Este tipo de fracturación se denomina ‘boudinage’, y se produce como respuesta a un estado tensional en el que la tensión máxima es perpendicular al objeto ‘boudinado’ (en este caso un guijarro, podría ser toda una capa) y la mínima es tal que el resultado es una extensión. El ‘boudinage’ requiere que exista un contraste importante de rigidez entre la matriz y el objeto ‘boudinado’ (en este caso, el guijarro): en este caso la arenisca se deforma dúctilmente mientras que el guijarro lo hace frágilmente, fracturándose. La extensión separa las rebanadas (o boudines, que significa ‘salchicha’ en francés) y, en función de diversos factores, estos pueden rotar, además. Lo de boudin viene de que en algunos casos el aspecto de los fragmentos en la matriz se parece mucho a una ristra de salchichas. En este caso me resulta curioso este estilo de deformación, ya que aparentemente el cabalgamiento responde a un campo de esfuerzos compresivo en una dirección contenida en el plano horizontal, lo que debería producir acortamiento, no extensión, pero recordemos que el guijarro ha respondido a un campo de esfuerzos local tridimensional: hay que tener en consideración la dirección del plano que estamos viendo, ya que el cabalgamiento sigue una alineación NE-SO que no es incompatible, por ejemplo, con una extensión en una dirección perpendicular (u algo oblicua, sin más). Y esa es la cuestión, el análisis sistemático de la deformación de estos guijarros nos permitiría deducir el campo de tensiones que produjo su fractura y la reconstrucción de la historia tectónica de la región. Lo siento si ha quedado un poco técnico: quedaos con este último concepto, que lo importante: los guijarros como testigos de tensiones pasadas:
Guijarro cuarcítico boudinado a causa de los esfuerzos y del contraste de rigidez entre las areniscas de matriz y el propio guijarro. Observad el aspecto pulido de los guijarros, posiblemente a causa del flujo de la arenisca a su alrededor.
Continuemos nuestro camino hacia El Oro. Al girar la curva tenemos la localidad frente a nosotros, y el desmonte de la carretera a la izquierda nos permite observar la base del bloque cabalgante, las calizas cretácicas tan brechificadas por el esfuerzo que la formación a la que pertenecen resulta casi irreconocible. A la derecha, al otro lado del barranco de Las Moreras, los bancales de la huerta de El Oro se asientan sobre el Paleógeno. Las huertas acaban abruptamente justo en el contacto con las calizas tableadas de la fm. Utiel, que acabamos de analizar. El contacto está oscurecido por el terreno labrado de los propios bancales: también aquí lo busqué, sin éxito.

Brechas cabalgamiento
Calizas y dolomías del bloque superior, fracturadas y brechificadas a causa de la deformación. Carretera CV-428 entre el cementerio de El Oro y la propia localidad.
Un poco más allá, llegando al cruce con el camino de Venta Gaeta, podemos ver el contacto entre tres unidades: las arenas limosas verdosas con niveles de areniscas del Paleógeno, abajo; el Cretácico superior (en este caso la Fm Dolomías de Alatoz, también muy deformada y brechificada) y los conglomerados y brechas turolienses, anaranjados. Estos conglomerados forman los escarpes que dominan El Oro, recubriendo discordantemente el Cretácico. Pero eso es algo que dejaremos para más adelante.

Cabalgamiento en el Oro
Contacto entre tres unidades en las inmediaciones de El Oro: las arenas y areniscas del Paleógeno de color verdoso ocupan el margen de la carretera. Sobre ellas el Cretácico superior cabalgante (derecha) y los conglomerados Turolenses anaranjados (izquierda).
Si prolongamos nuestro paseo un poco más allá de la localidad siguiendo la CV-428 tendremos la oportunidad de observar el flanco este de la Muela de Albéitar, diseccionado por la cabecera de la rambla de Los Gallegos. Podemos ver la diferencia con la Muela de Cortes: su flanco noroeste no se corresponde, en principio, con una falla, sino que está constituido por un gran y espectacular pliegue monoclinal que afecta tanto al Cretácico como al Paleógeno (la sierra de Martés queda a la derecha de la fotografía). También podemos la magnitud del desmantelamiento: el Paleógeno está completamente erosionado, al igual que la Fm Perenxisa. La unidad más joven que aparece en la coronación de la muela de Albéitar es la Fm Utiel (al igual que en la de Cortes). Tengo la impresión de que la Muela de Albéitar es una estructura más compleja de lo que se ha considerado hasta ahora, y si bien he recorrido todos sus flancos, no he podido aún visitar su coronación más que en la vertiente que recae a Venta Gaeta. En futuro recibirá la atención que merece…

Muelas Cortes y Albéitar
El pliegue monoclinal de la Muela de Albéitar diseccionado por la rambla de los Gallegos. Al fondo a la izquierda la muela de Cortes.
Y aquí finalizamos nuestro paseo a través del inicio del Terciario en Cortes de Pallás, en el cual hemos podido ver el tránsito desde la aparente quietud del Cretácico a los grandes cataclismos formadores de montañas del Paleógeno. Y esto no ha hecho más que empezar. Nos despedimos con esta foto de familia de las estructuras que acabamos de visitar:

Albéitar Martés
Foto de familia de las unidades que acabamos de repasar desde la CV-428 en la curva del rabo de la sartén (es el nombre del paraje): A la izquierda la sierra de Martés. En el centro el Turolense discordante sobre el Cretácico superior en El Oro. A la izquierda la Muela de Albéitar y, bajo ella, la localidad de El Oro, asentada sobre el Paleógeno.

[Si este artículo te ha resultado interesante, considera la posibilidad de compartirlo]
















































Leer más...

jueves, 26 de octubre de 2017

Un lago en la cima de una montaña: el Motrotón (Yátova, Valencia)

Las montañas nos cuentan historias. Tanto si son grandes como si son pequeñas, nos hablan del pasado, del presente y, a veces, hasta del futuro. Tan es así que algunas de ellas reciben el colorido nombre de cerros testigo (visitamos un espectacular cerro testigo en estos artículos sobre el Mompichel, en Albacete). La semana pasada subimos con los jóvenes ayudantes de campo una pequeña montañita de Yátova (Valencia), el Motrotón. Pese a su reducida altura, este pequeño cerro de apenas 612 m de altitud sobre el nivel del mar tiene un gran interés, por dos razones principales. La primera porque este icónico montecillo posee una inconfundible silueta que es visible y perfectamente reconocible desde cualquier punto de la comarca en la que se ubica (la Hoya de Buñol) y las que la rodean. Al ir hacia Cortes de Pallás desde Valencia por la CV-425 he pasado mil veces al pie del que siempre hemos llamado ‘el monte del sombrero’, por razones obvias, sin conseguir planificar nunca una visita.

Motrotón desde Yátova
El Motrotón, alias 'el monte del sombrero', visto desde Yátova.
La segunda razón está, cómo no, en la historia geológica escrita en el Motrotón. Y es que durante el ascenso a esta modesta montaña podemos descubrir evidencias de un paisaje pasado bien distinto al actual, lo que no deja de causarnos asombro por muy entrenada que tengamos nuestra ‘geovisión’. De hecho, las laderas del Motrotón contienen una sección muy relevante de la historia geológica reciente de la región, el Mioceno. Pero antes de comenzar, es importante ubicarnos bien en el tiempo. Aquí tenemos una escala con las unidades estratigráficas que componen la era Cenozoica o Terciaria, en la que nos vamos a desenvolver en este viaje en el espacio y el tiempo.

Pisos Mioceno
Divisiones cronoestratigráficas y geocronológicas del Cenozoico. Fuente: http://dejadmevivir.blogspot.com.es/2012/03/aragon-en-la-cronoestratigrafia.html#!/tcmbck
En nuestro caso comenzamos el ascenso siguiendo la pista que desde el cementerio de Yátova conduce al collado del Motrotón. Para hacer el paseo menos fatigoso para el joven ayudante de campo Óscar dejamos el coche en el cruce de una rambla, creo que se denomina de la Horteta. Curiosamente el paraje se denomina el Aguasal. Los topónimos suelen tener una razón profunda que a veces se ha perdido en el tiempo, pero en este caso parece bastante obvia: el barranco drena una cuenca excavada en un afloramiento del Keuper. Como sabemos, dos unidades del Keuper contienen importantes cantidades de sal: el K1 (formación Jarafuel) y el K4 (formación Quesa). Es frecuente en el sureste de España que a lo largo de los afloramientos del Keuper manen fuentes salobres, lo que probablemente se encuentre detrás de la denominación de este paraje (estaría bien que algún conocedor de la zona pudiese confirmar este punto). De hecho ya presentamos un caso similar: nuestra visita a las antiguas Salinas de San Javier, en Cofrentes, que podéis repasar aquí.

Motrotón LIDAR
Vista del Motrotón desde el suroeste, obtenida a través de un modelo digital del terreno construido a partir de la información de LiDAR ofrecida por el IGN
El barranco se encaja en el Keuper, dejándonos ver cómo está cubierto discordantemente por materiales detríticos de colores predominantemente rojizos o anaranjados, que el visitante atento habrá observado en su recorrido hasta este punto ya que cubren gran parte de la comarca. Estos materiales son de edad miocena.

Contacto Keuper Mioceno
Discordancia del Mioceno sobre el Keuper a lo largo de la rambla de la Horteta. Vista hacia el NE desde la pista de ascenso al collado del Motrotón
Conforme vamos ascendiendo por la pista podemos ver algunos detalles de los materiales miocenos. Básicamente se trata de una secuencia detrítica, de limos y arcillas con niveles de brechas y conglomerados, más frecuentes estos últimos conforme ascendemos. Es posible identificar algunos cuerpos canaliformes de base cóncava y techo plano con relleno conglomerático que cortan a través de las arcillas y limos. Los clastos están bien redondeados y muestran estratificación cruzada grosera. En la base de los canales se aprecian decoloraciones y encostramientos de lo que parecen paleosuelos desarrollados en lo que en algún momento fue la superficie previa del terreno.

Arcillas limos gravas
Arcillas y limos arenosos y nivel conglomerático del Mioceno inferior/medio. Facies de abanico aluvial 

Cuerpos canaliformes
Cuerpos canaliformes con relleno conglomerático de paleocanales que cortan a través de las arcillas y limos rojizos con indicios de formación de paleosuelos. Mioceno inferior/medio del Motrotón.
Una vez que llegamos al collado del Motrotón, tenemos una vista más detallada de la sección. Por encima de los conglomerados se aprecia una serie de escarpes que, como veremos, son de naturaleza calcárea. También encontramos algunas cosas interesantes entre los clastos liberados por la erosión de su matriz. Si bien la mayoría de ellos son de naturaleza carbonatada (como los relieves que rodean la región) encontramos algunos de composición silícea, básicamente cantos muy bien redondeados de cuarcitas. Puesto que no afloran cuarcitas en la región, su origen está probablemente en los afloramientos paleógenos próximos, de donde estos clastos se habrían heredado. Es asombroso pensar en cuántas generaciones de rocas estos resistentes guijarros pueden reposar temporalmente antes de que la erosión los libere de nuevo para continuar su camino hacia el mar… El caso es que se trata de materiales fluviales en facies de abanicos y llanuras aluviales.

Motrotón desde el collado
Escarpes de las calizas lacustres del Mioceno superior sobre los conglomerados aluviales del Motrotón. Los conglomerados poseen matriz arcillosa y los clastos son predominantemente calcáreos, aunque también existe una cierta proporción de clastos silíceos bien redondeados.
Guijarro cuarcítico
Clasto cuarcítico de los conglomerados miocenos, probablemente heredado del Paleógeno.
Y si nos fijamos con atención, también podemos identificar entre los guijarrillos del suelo unos viejos conocidos: jacintos de Compostela de pequeñas dimensiones, unos 3-4 mm. Esto es muy interesante, ya que la unidad litoestratigráfica de la que probablemente proceden es la formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4) del Keuper, que como hemos visto está actualmente a una cota muy inferior. De hecho podemos encontrar algún jacinto incluso en las calizas que coronan en cerro… Más adelante analizaremos la importancia de esta observación.

Jacintos de Compostela
Jacintos de Compostela milimétricos. Estos cristales proceden de la formación Arcillas yesíferas de Quesa del Keuper y son la evidencia de que durante el Mioceno inferior/medio ya estaba en marcha el proceso diapírico que facilitó el afloramiento de estos materiales. 
Por encima de los conglomerados encontramos las mencionadas calizas. Por su mayor dureza, estas rocas dan lugar a un cambio de pendiente en la ladera, que se hace más empinada, confiriendo al Motrotón su aspecto característico de sombrero. Si nos fijamos en las calizas para tratar de averiguar qué tienen que contarnos sobre su origen pronto encontraremos toda una serie de rasgos que nos permiten identificarlas, sin duda, como fluviolacustres. Ya revisamos algunas de las subfacies propias de este ambiente en este artículo sobre el Mioceno de Vallat, Castellón. En este caso encontramos desde moldes de tallos y raíces en posición de vida, típicos de ambientes de ribera, hasta oncolitos. Se trata de cuerpos de forma ahusada que se forman por precipitación de carbonato cálcico inducida por un recubrimiento de algas en torno a un núcleo central. También encontramos brechas de fitoclastos, formados por la acumulación de fragmentos de moldes de tallos una vez rotos por un incremento en la energía del medio o tras la muerte de la planta. En este ambiente un fitoclasto es un candidato excelente para servir de núcleo para la formación de un oncolito. La forma elipsoidal de estos últimos parecen sugerir que se formaron en un ambiente restringido, de escasa energía, tal y como un lago (las formas subesféricas apuntan, por contra, a medios de mayor energía). En el caso del Motrotón los moldes de tallos aparecen en los primeros metros, junto con las calizas con fitoclastos, mientras que los oncolitos se concentran en un nivel unos metros por debajo de la superficie que constituye la cima y aparecen embebidos en una matriz micrítica.

Moldes de tallos 2
Calizas lacustres del Mioceno superior con moldes de tallos y raíces.
Fitoclastos
Calizas brechoides con fitoclastos. Arriba a la derecha se observa un fitoclasto de gran tamaño que permite observar su forma de cilindro hueco característica. 
Calizas oncolíticas
Nivel de calizas micríticas con oncolitos ubicado cerca de la cumbre del Motrotón. Se formaron en el lecho del lago del que la cumbre del Motrotón constituye la evidencia que podemos estudiar en la actualidad.
Como detalle, aquí tenéis uno de estos oncolitos partido para mostrar su estructura interior.

Sección oncolito
Oncolito de forma elipsoidal que muestra el núcleo (un fitoclasto, probablemente) y su estructura de capas concéntricas. La forma elipsoidal se asocia a una formación en ambientes de poca energía. La dimensión mayor de la sección mostrada es de unos 2 cm.
Y lo que es más, también encontramos interesantes fósiles en estas calizas lacustres. Por ejemplo, aquí tenemos un bloque de caliza (una biomicrita) con interesantes fósiles: gasterópodos, bivalvos, oogonios de charáceas (plantas acuáticas) y ostrácodos. Una buena representación de los habitantes de este lago mioceno.

Biomicrita
Bloque de caliza micrítica con bioclastos procedentes de distintos tipos de organismos, que destacan gracias a su mayor resistencia a la alteración: 1. Gasterópodo; 2. Valva de ostrácodo; 3. Oogonio de charácea. Además de esto, hay multitud de fragmentos de otros organismos, principalmente moluscos bivalvos.
¿Cómo es posible? Es difícil no sentir asombro ante la idea de que esta montaña tan prominente sea el producto de la sedimentación en abanicos aluviales, ríos o corrientes de agua y, nada menos, que un lago. ¿Cómo es posible que existiese un lago en lo alto de una montaña sin que se desparramase? Y sobre todo, en un tiempo geológicamente tan reciente (en términos geológicos) como el Mioceno medio/superior. Aprovechando que estamos en la cima, quizá sea bueno que echemos un vistazo a nuestro alrededor. Desde la aislada y prominente cumbre del Motrotón vemos una gran extensión de terreno a una cota inferior a la del propio cerro, cruzada por barrancos y rodeada por algunos relieves que la circundan, más notoriamente las sierras de Malacara, la de la Cabrera, la del Ave y la de Martés. Estas sierras están constituidas por materiales mesozoicos, jurásicos y cretácicos, que rodean esta gran extensión de materiales de origen continental más jóvenes, del Mioceno.

Sierra Cabrera
Vista desde el Motrotón hacia el norte. En primer término la rambla de la Horteta. Detrás, la localidad de Yátova. Al fondo la localidad de Buñol y la Serratilla.
Ave y Martés
Vista desde la cima del Motrotón hacia el sur, por encima de la cuenca del río Magro.
Es hora de echar un vistazo al mapa geológico. Podemos comprobar como, entre los relieves jurásicos de la sierra de la Cabrera al norte y los cretácicos de la sierra del Ave al sur se extiende una amplia cuenca de materiales terciarios (en colores beiges y rosáceos) que recubren discordantemente a los anteriores en los márgenes de la misma. En el centro el desmantelamiento y la incisión provocada por las ramblas ha exhumado el afloramiento lineal del Keuper que se extiende a los pies del Motrotón, en su ladera norte.

Geológico Yátova
Mapa geológico de la cuenca del río Magro: 1. Keuper; 2. Jurásico; 3. Cretácico; 4. Oligoceno; 5. Mioceno inferior de la rambla de la Murta; 6. Mioceno en facies de abanicos aluviales del Mioceno inferior/medio del Motrotón. 7. Calizas lacustres del Mioceno superior de la cima del Motrotón. El círculo señala la cima del Motrotón. Modificado a partir de la cartografía geológica (visor cartográfico) del IGME. 
La sucesión del Motrotón (indicada con los números 6 y 7 en el mapa) ya la hemos visitado anteriormente. Una visita a algunos lugares próximos nos permitirá completar nuestra visión de la geología de la cuenca.

Comencemos por visitar, precisamente, uno de los límites de la cuenca. Un buen lugar es el puente de la carretera CV-425 sobre el río Magro. El río discurre precisamente por una zona de falla próxima al margen sur. Desde aquí podemos observar los materiales detríticos del Mioceno superior, los mismos de la base del Motrotón, subhorizontales (6 en el mapa anterior) recubriendo discordantemente al Cretácico (3 en el mapa).

Cretácico Mioceno Rio Magro
Discordancia entre el Cretácico superior y el Mioceno en el margen sur del rio Magro junto al puente de la CV-425.
Contacto Cretácico Mioceno
Detalle del contacto erosivo entre el Cretácico superior y el Mioceno junto a la CV-425 al norte del puente sobre el Magro.
Demos un salto hacia el norte. Estamos en las proximidades de la rotonda de acceso a Alborache viniendo desde Buñol, justo en el desvío del albergue rural Actio. Aquí podemos ver unas capas con un fuerte buzamiento al noroeste. Están formadas por materiales detríticos similares a los de la base del Motrotón, sólo que son mucho más antiguos (del Oligoceno, 4 en el mapa anterior) y están, obviamente afectados por una fase de deformación que ha provocado la inclinación de las capas y que no ha afectado tan notablemente al Mioceno (ya hemos visto que los estratos del Motrotón son subhorizontales y, por tanto, posdatan la deformación).

Oligoceno Alborache
Discordancia entre el Oligoceno y el Mioceno al norte de la localidad de Alborache. Obsérvese el elevado ángulo de buzamiento de las capas del Oligoceno.
El tercer lugar que visitaremos nos permitirá completar la secuencia del Mioceno, de la cual hemos visto los dos niveles superiores en el Motrotón. Para ello volveremos hacia el sur por la CV-425. En el cruce sobre el barranco de la Murta y a lo largo de la carretera y zona limítrofe aflora el Mioceno inferior (5 en el mapa anterior). El encajamiento de la rambla ha expuesto la parte inferior del Mioceno aunque sin llegar a mostrar el contacto con el Paleógeno o el Mesozoico. Esta sección es tan interesante (y tan bonita, estratigráficamente hablando) que nos entretendremos un poco más aquí. Se trata un conjunto de margas limolíticas con niveles carbonosos y niveles calcáreos que hacia techo se hace más detrítica, unos limos y arcillas que contienen cuerpos de areniscas y conglomerados. El contraste entre la parte inferior y la superior es evidente por el distinto color de ambos: pardogrisáceo en la base y anaranjado en el techo.

Sección Mioceno Murta
Afloramiento de la base de la secuencia fluviolacustre del Motrotón, expuesta en la rambla de la Murta. En la base margas limolíticas grises con niveles carbonosos e intercalación de calizas blancas. Por encima materiales rojizos (limos, arcillas, areniscas y conglomerados) en facies fluviales depositados en llanuras de inundación atravesadas por canales. La secuencia que vemos es regresiva, con las margas limolíticas representando condiciones de mayor profundidad mientras que las calizas muestran la tendencia somerizante que culmina con el cambio a materiales depositados en condiciones subaéreas del techo de la secuencia. Mioceno inferior.
Se trata de nuevo de materiales fluviolacustres. La base representa episodios de baja energía, con depósitos de zonas lacustres/palustres que incluyen moldes de plantas acuáticas. La energía va aumentando como muestra la aparición de materiales detríticos, incluyendo las areniscas y conglomerados, especialmente el relleno del canal que tan espectacularmente corona la sucesión. Casi vemos el agua correr, aunque en realidad dejó de fluir por este curso hace millones de años. Interesantemente, la base de los niveles detríticos también contienen jacintos de Compostela, como los que ya pudimos ver en el ascenso al Motrotón.

Niveles carbonosos
Margas limolíticas grises del afloramiento de la rambla de la Murta.

Molde raíz
Molde de la raíz de una planta acuática contenido en la calizas de ambientes lacustres someros del afloramiento de la rambla de la Murta. Mioceno inferior.
Canal
Paleocanal con relleno de conglomerados fluviales en contacto erosivo con las arcillas y limos de llanura de inundación. Rambla de la Murta.
Con todo lo visto, estamos en condiciones de interpretar de forma básica la secuencia completa de acontecimientos. Para ello seguimos el corte geológico que se presenta en la memoria de la hoja 721 del MAGNA (MApa Geológico NAcional), que precisamente contiene, por la relevancia de sus afloramientos, al Motrotón. Lo que vemos es que el Motrotón se encuentra en el borde una cuenca, la cuenca del río Magro, formada por la fracturación de la cobertera mesozoica, individualizada en bloques que se escalonan hacia el mar. Este proceso se inició en algún momento tras el Paleógeno, tras el fin de la fase compresiva de la orogenia alpina que dio origen al levantamiento de los Pirineos y la cordillera Ibérica (hemos visto como está compresión deformó a los materiales oligocenos de Alborache).


Corte Motrotón
Sección de la cuenca del Magro de este a oeste mostrando la sucesión de materiales analizada en este artículo en la posición del Motrotón. Se aprecian las fallas que delimitan los bloques escalonados que cortan el sustrato mesozoico. La numeración actual se corresponde con las unidades descritas de la siguiente manera: 3. Materiales fluviolacustres de la rambla de la Murta; 2. Mioceno en facies de abanicos aluviales del Motrotón; 8. Calizas lacustres del Mioceno superior del Motrotón. Es interesante reseñar que lateralmente, hacia el este, los materiales fluviolacustres pasan al Mioceno marino (número 7 en la figura) Fuente: memoria de la hoja 721 Cheste del MAGNA.
La subsidiencia generó espacio que fue rellenado por los materiales procedentes de los relieves mesozoicos que delimitaban la cuenca (las ya mencionadas del Ave, de Martés, de la Cabrera, etc.) mediante el transporte de los limos, arenas y gravas que hemos visto en el ascenso al Motrotón. En las zonas centrales, más alejadas del borde de la cuenca, se dan condiciones lacustres, en zonas con una mayor o menor extensión en función de la interrelación entre creación de espacio de acomodación, clima, tasas de erosión, etc. Estas condiciones lacustres se generalizan en la cuenca al final del proceso, depositándose las calizas que coronan el cerro y que cubren los abanicos aluviales que alimentaban el sistema lagunar y que podemos ver en la base del Motrotón. Aunque el corte geológico anterior no lo muestra (por una combinación de escala y de una oportuna selección del perfil, if you know what I mean), el contexto distensivo provoca la actividad diapírica que genera los afloramientos del Keuper. A la vez que los materiales del Keuper afloraban en superficie a través de la cobertera mesozoica también eran erosionados y transportados a la cuenca, como prueban los jacintos de Compostela contenidos en las rocas detríticas del Mioceno superior (por cierto, puede repasarse el diapirismo de materiales del Keuper en este artículo sobre el Mioceno de Montesa). Es interesante ver que hemos encontrados estos jacintos a una cota superior a la que en la actualidad se encuentra el Keuper del que proceden, lo que nos da una idea de la magnitud del desmantelamiento de esta estructura. De hecho, hemos visto como al norte del Motrotón el Mioceno cubre discordantemente el Keuper, que ha sido exhumado por la incisión de la rambla de la Horteta. Ahora entendemos que la prominencia del Motrotón se debe a la erosión, lo que es una forma extraña de hacer montañas: el Motrotón existe porque las duras calizas que lo coronan lo han preservado como un vestigio de los materiales que a lo largo de millones de años se depositaron en una extensa zona lacustre en la que desembocaban barrancos y corrientes procedientes de las sierras próximas.

Podríamos preguntarnos cómo acabaron esos materiales lacustres, originados a cotas próximas a la del nivel del mar, acabar a 600 m por encima del mismo. La explicación está en los procesos geodinámicos que han configurado el margen este de Iberia durante el Neógeno. En primer lugar, la compresión provocada por la colisión de Iberia con la placa euroasiática en el norte. En segundo, la colisión de África, que dio origen a la Béticas. Y por último (aunque en parte de forma simultánea con el anterior) el proceso de rifting que dio lugar a la apertura del golfo de Valencia. El margen este de Iberia, sometido a este proceso de rifting, se ha elevado a la vez que se fragmentaba en bloques que basculan y descienden progresivamente hacia el mar (tal y como puede intuirse en el corte geológico). Este sistema de fallas paralelo a la costa es el responsable, por ejemplo, de que las calizas del cretácico superior que aparecen en la muela de Cortes a más de 800 m.s.n.m. se encuentren en la sierra Perenxisa (y en Cullera, por ejemplo) a poco más de 200. Es interesante mencionar que el otro margen del rift (denominado técnicamente Valencia Trough) se encuentra en el llamado Promontorio balear (donde emergen las islas baleares). Este es un asunto complejo que daría para mucho más, así que nos quedaremos de momento junto a nuestro lago mioceno.

Tanto el mapa geológico como el corte nos permiten vislumbrar la extensión de esta gran zona lacustre ya desparecida, que hace poco más de 3-4 millones de años cubría gran parte del terreno visible desde lo alto del Motrotón. Actualmente podemos visitar este lago desaparecido tan sólo de una manera, ascendiendo a este modesto monte del sombrero y leyendo la historia escrita en las rocas.

Motrotón
"Mira hijo, todo esto que ves, algún día fue un lago": el Motrotón desde la rambla de la Murta.

Nota final: Durante la elaboración de este artículo he descubierto el importante valor simbólico de este montecillo para los habitantes de Yátova, que puede comprobarse en este post sobre el Motrotón en el blog A Cel Obert.

Referencias:

  • Hoja 721 Cheste del Mapa geológico de España a escala 1:50.000 (MAGNA).
  • Estudio paleontológico de los roedores fósiles del Mioceno inferior de la cuenca del rio Magro. Tesis doctoral. Francisco Javier Ruiz Sánchez. 1999.


[Si este artículo te ha resultado interesante, considera la posibilidad de compartirlo]
Leer más...

sábado, 15 de julio de 2017

Estratigrafía a escala en la estación de Cuenca (F. Zóbel)

He perdido la cuenta de las veces que he hecho el viaje entre Valencia y Madrid en AVE. Me encanta ver como cambia el paisaje y la geología a lo largo del recorrido, desde la llanura aluvial del Turia hasta la cuenca del Tajo. Pero curiosamente, uno de los lugares más fascinantes es uno que es fácil que pase desapercibido: la estación Fernando Zóbel de Cuenca. Ya sé que parece un poco absurdo, pero es que en uno de los desmontes de esa estación hay un auténtico laboratorio de estratigrafía a escala que me tiene fascinado. Tanto es así, que a veces hago fotografías y todo, alguna de las cuales he compartido ya con vosotros a través de Twitter. Y es que en ese talud se pueden observar algunos procesos geológicos a escala, desarrollándose de forma visible cada vez que paso por allí. Y esto nos permite ilustrar algunos conceptos a una escala más próxima (espacial y temporalmente) a la de los humanos. Y de rebote, también nos ayuda a entender la naturaleza fractal de la geología, esa que hace que haya que poner una escala en las fotografías para poder captar las dimensiones de lo que estamos viendo ya que en muchas ocasiones esta no puede deducirse a partir del fenómeno o estructura observada.

Y tanto es así que al final he decidido escribir este breve artículo. Vamos allá.

El desmonte en cuestión es visible a la izquierda del tren, cuando se va hacia a Madrid, o a la derecha cuando se viaja en sentido Valencia. Esta última situación es óptima, ya que es posible ver el talud a la menor distancia posible. Aquí lo tenéis:

Satélite Cuenca Zobel
Vista de la estación del AVE de Cuenca y el talud al que vamos a echar un vistazo. Extraído de Google Earth.

Como he tomado la decisión de escribir esto a posteriori, no dispongo de una fotografía general. Pero hoy en día aplicaciones como street view, de Google, no ayudan (algo) en estos casos. Aquí hay una captura lejana que muestra el desmonte.

Street view Cuenca Zobel
De nuevo el talud, pero a ras de suelo gracias a Google Street View.

Según la cartografía del MAGNA, lo que vemos son arcillas, limos y arenas de tonos rosáceos con intercalaciones de margas, areniscas y conglomerados. La edad de estos materiales es paleógena. De hecho, el techo del Cretácico está muy cerca, al sur de la vía del ferrocarril.

Geológico Cuenca
Mapa geológico de Cuenca. El talud está marcado por el círculo. Los materiales paleógenos se indican en color naranja, en verde el Cretácico superior, aflorante en el núcleo de un anticlinal. Fuente: http://info.igme.es/visorweb/ 
El caso es que esos materiales son muy poco competentes, razón por la que el pie del talud se ha reforzado con algunas hileras de bloque de escollera para mejorar su estabilidad. Un caz de drenaje discurre al pie del mismo, paralelamente a la vía. Con todo esto lo que han construido es, nada menos, que el equivalente a un frente montañoso con una cuenca adyacente (no pretendía hacer un juego de palabras con lo de cuenca adyacente, me ha salido solo, lo prometo). La lluvia erosiona el talud y transporta el material hasta la cuenca (el caz) donde en función del caudal de escorrentía discurre una corriente más o menos energética que da paso a algunos charcos, que acaban por secarse. En el proceso los sedimentos arrastrados por la lluvia se van depositando dando lugar a una arquitectura estratigráfica análoga a la que se desarrolla en las cuencas de antepaís de cordilleras activas: un sistema de abanicos aluviales que se forman al pie de los cañones que inciden en la cordillera, abanicos que coalescen lateralmente y por los que discurre un sistema de canales poco estables que transportan el material más fino a la llanura aluvial. En esta llanura se forman lagos que en climas áridos son efímeros en los que se depositan arcillas, limos y evaporitas. Vamos, tal cual lo que vemos aquí:

Estratigrafía a escala 1
Sistema de abanicos aluviales coalescentes que progradan sobre un sistema de lagos efímeros, evidenciados por los clastos de barro con grietas de retracción. Fijaos en lo que parece un fleje metálico sobre la escollera. Esta referencia nos permitirá situar la imagen en la segunda parte de este artículo. Esta foto está tomada el 26/05/2017.
Comentémosla para hacer los detalles más evidentes.

Estratigrafía a escala 1
Sin palabras.

Es fantástico ver como en lo que fue la laguna encontramos esas arcillas con grietas de desecación, evidencia típica, junto con las evaporitas, de este tipo de medio sedimentario. Fijaos en el asombroso parecido con una imagen actual de un entorno geológico equivalente, pero a gran escala. El Valle de la Muerte, en California, ejemplo arquetípico:

Valle de la Muerte
El Valle de la Muerte de California en una imagen de Google Earth. A la derecha arriba la cordillera Panamint, cruzada por cañones transversales a su eje. A su pie, en el centro de la imagen, un sistema de abanicos aluviales análogo al comentado anteriormente. Abajo a la izquierda la cuenca de Badwater, un sistema de 'salt pans' análogo a nuestra laguna efímera.

Maravilloso. Para dar una sensación de escala adecuada, así se ve desde la carretera que discurre por el fondo del valle, mirando hacia Badwater (gracias de nuevo, a Google Earth):

Valle de la Muerte 2
Vista de Google Street View desde la carretera que circula por el fondo del valle. Vista hacia el SO, sobre Badwater.

La cosa no queda aquí. Ayer paré en Cuenca en el lugar adecuado del tren. Había transcurrido un mes y medio desde la observación anterior. Se habían producido cambios notables en nuestro minivalle y los podemos analizar ya que por suerte estaba sentado casi en la misma posición en relación al desmonte. Las tormentas de las últimas semanas han acarreado multitud de sedimento a nuestra pequeña cuenca (de nuevo una broma involuntaria), que se ha ido colmatando.

Estratigrafía a escala 2
El mismo sistema 6 semanas después. El fleje metálico nos da la referencia que nos ubica en relación a la primera imagen. Estamos viendo el mismo lugar. Esta foto está tomada el 14/07/2017.

De hecho, han ocurrido varias cosas, como nos permite deducir un análisis detallado. La secuencia parece ser esta:
  • Se ha ido acumulando material grueso que ha cubierto nuestro antiguo lago efímero. Aparentemente el caz ha quedado cegado por completo en algún momento. Los abanicos han progradado desde las cordillera (el talud) avanzando hacia las vías.
  • Debió formarse un lago de mayor extensión, que se ha ido secando poco a poco. La costa de este lago ha excavado varias terrazas a distinto nivel conforme iba bajando la cota de la lámina de agua.
  • Se han producido más lluvias posteriormente, que generaron corrientes en los cañones del talud que ahora se encontraron con un nivel de base fijado por el lago. Al ser este nivel inferior al preexistente, estas corrientes han incidido en los abanicos aluviales, encajándose.
  • El material transportado por estas corrientes se ha depositado sobre el fondo del lago, construyendo un delta que a progradado a partir de la línea de costa (o quizá un abanico aluvial, es difícil de decir. Aparentemente se ha formado bajo el agua ya que parece conservar aún algo de humedad).
  • Finalmente el lago se ha secado de nuevo y no parece que haya vuelto a llover, lo que da lugar a la arquitectura final que vemos ahora. Aún se distingue algo de humedad en el suelo a lo largo del eje del caz.
Estratigrafía a escala 2 comentado
Nuestro sistema, comentado.

Será interesante ver qué ocurre en sucesivos viajes. Y ya sabéis: estas vacaciones mantened los ojos abiertos. La geología está en todas partes.

[Si este artículo te ha resultado interesante, considera la posibilidad de compartirlo]
Leer más...