jueves, 22 de noviembre de 2018

Historia de dos barrancos

El pasado siempre es presente

Recuerdo que cierto comentarista de noticias de famoseo, uno de los que escribían sus crónicas en las llamadas revistas del corazón durante los 90, solía decir, hablando de la ahora reina Letizia: “el pasado siempre es presente”. Se refería, naturalmente, a los condicionantes que su vida anterior imponían sobre alguien destinado a un puesto con unos requerimientos de intachabilidad que, en su opinión, la Leti no cumplía. Naturalmente, este comentarista no era consciente de que estaba dando la vuelta al que durante casi 200 años ha sido el principio rector de la geología: el actualismo geológico anticipado por Hutton y formulado por Lyell en la frase: “El presente es la clave del pasado”. Este principio permitió a la Geología establecerse como ciencia al liberarse del catastrofismo que negaba cualquier posibilidad de entender el funcionamiento del planeta, y sólo recientemente ha sido acotado al evidenciarse que:

1) En ciertos momentos en la historia de la Tierra hubo procesos geológicos que no se dan en la actualidad (por ejemplo, la Gran Oxidación, el proceso por el cual se generaron las formaciones de hierro bandeado durante el Proterozoico).

2) El registro geológico conserva evidencias de procesos que no pueden considerarse más que como catastróficos, con lo que ello implica (esto ha sido bastante duro de aceptar por la mayoría de los geólogos educados en el gradualismo). Un ejemplo clásico es del impacto meteórico del final del Cretácico que generó el cráter de Chixulub (Méjico).

Pero volviendo al origen de la cuestión. Este idea de" “el pasado siempre es presente” volvió a mi mente años después de escucharla por primera vez al reconsiderar un pequeño misterio geológico que ha atraído mi atención intermitentemente a lo largo de un buen número de años.

Las Peñas es el nombre común del macizo de calizas tableadas de edad Santoniense (Cretácico superior) sobre el que se asienta el núcleo principal de Cortes de Pallás (Valencia). Para cualquiera con un interés geológico son un foco de atracción irresistible a causa de la regularidad de los bancos de caliza, excelentemente expuestos debido a la prácticamente nula formación de suelos que sostengan una cubierta vegetal. Además, su accesibilidad es total. Cortes de Pallás se estructura en una serie de calles paralelas a las curvas de nivel que son cortadas por otras que conducen de abajo a arriba siguiendo la línea de máxima pendiente hasta acabar en las Peñas. (Hemos recorrido estas rocas en esta serie de artículos).

Peñas de Cortes 1
Las Peñas de Cortes de Pallas desde el sendero de La Cortada. En el centro de la imagen es claramente visible la incisión provocada por los dos barrancos descritos en el texto
Recuerdo perfectamente la cantidad de horas que pasábamos de pequeños recorriendo estos bancos calizos, expuestos a peligros que pondrían los pelos de punta a cualquier padre actual. El caso es que, durante aquellas exploraciones infantiles, di con algo que parecía estar completamente fuera de lugar: en medio de la monotonía geométrica y cromática de Las Peñas existe un rincón en el que es posible jugar con arena de río, fina, bien seleccionada y de un llamativo color rojizo. Lo anómalo de este hecho impresionó lo suficiente mi no-orientado-a-la-geología cerebro infantil que años después, mi ya-orientado-a-la-geología cerebro adulto me guio de vuelta a este rinconcito cuando me interesé de un modo más sistemático en la naturaleza de Las Peñas. La primera visita que realicé ya equipado con mi geovisión reveló que las arenas procedían de la erosión de unas areniscas y conglomerados con estratificación cruzada con un origen claramente fluvial. Materiales fluviales en la ladera de las Peñas. Un buen misterio en sí mismo. Aunque en aquel entonces me limité a dar cuenta de ello en uno de los primeros artículos de este blog. Es hora de volver sobre ello.

Los barrancos de las Peñas de Cortes

Las Peñas están atravesadas por dos barrancos que las cortan siguiendo prácticamente la línea de máxima pendiente. Uno de ellos (que llamaremos barranco de la calle alta) atraviesa el pueblo por la mitad, justamente a la altura de la iglesia, mientras que el  otro, situado al oeste, constituye prácticamente el límite del caserío y desemboca en el arroyo de Cortes a la altura del polideportivo y el colegio (por esto le llamaremos barranco del colegio). Ambos tienen un recorrido muy corto: en su tramo principal, donde atraviesan de forma rectilínea las Peñas y poseen un cauce bien definido poseen longitudes de 200 m en el primer caso y de 400 m en el segundo. Hay varias cosas que llaman la atención en cada uno de estos barrancos (al menos a mí). Son las siguientes:

Lo primero es la gran incisión que han realizado en rocas tan duras como las calizas del Santoniense. Es verdaderamente llamativo. Fijaos en la cabecera del barranco de la calle alta:

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Incisión del barranco de la calle alta en las calizas santonienses al final del tronco principal  (explicación en el texto)
Y este es el ‘curso’ medio del barranco del colegio, junto a la carretera de la Muela. Hay que tener en cuenta que este cauce ha sido parcialmente rellenado por el vertido de materiales antrópicos:

Barranco colegio 1
Incisión del barranco del colegio en su tramo medio, junto a la carretera de la Muela.Son visibles a la derecha los rellenos antrópicos a causa de vertidos de residuos de construcción
Lo siguiente que llama la atención, especialmente en combinación con lo anterior, es que estos barrancos no llevan agua de forma permanente, tan sólo cuando se producen lluvias. Y no digo época de lluvias. Me refiero al momento mismo de la tormenta, en forma de escorrentía. Es decir, no hay fuentes, ni siquiera estacionales, asociados a ellos.

La última cuestión también está relacionada con la anterior y tiene que ver con la limitada extensión de la cuenca de la que procede el caudal que canalizan cuando llueve.

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Estimación muy grosera de la superficie de la cuenca de ambos barrancos. Medida realizada con el visor Iberpix del Instituto Geográfico Nacional
Todos los anteriores factores (pendiente, cuenca reducida, escasa longitud del cauce) se combinan para hacer que el llamado tiempo de concentración de la cuenca (el tiempo que transcurre desde que comienza a llover hasta que el caudal se estabiliza) sea muy pequeño. En efecto, especialmente en el caso del barranco de la calle alta, el tiempo que transcurre desde que comienza a llover con fuerza hasta que el agua llega al pueblo es de algunos minutos. Lo mismo que tarda en desaparecer una vez deja de llover.

De todo lo mencionado, lo verdaderamente llamativo es que a la vista de la incisión de los barrancos uno esperaría que el caudal que discurre por ellos, aunque sea en el momento de fuertes precipitaciones (estamos en el Mediterráneo), sea enorme, pero no es así. En el caso del barranco del colegio ni siquiera ha sido necesario canalizarlo al llegar al pueblo. Esta es su ‘desembocadura’:

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El barranco del colegio se desvanece al llegar al pueblo. Aparentemente no se ha habido necesidad de canalizarlo, posiblemente a causa del escaso caudal que transporta incluso en episodios de tormenta
Así pues, ¿cómo es posible que una cantidad tan limitada de agua de escorrentía haya sido capaz de excavar semejantes cauces? Esta es la pregunta fundamental y vamos a salir a la búsqueda de posibles respuestas.

Un poco de ayuda ‘caída del cielo’

Para poder analizar un poco más en detalle la geometría del curso de estos barrancos vamos a recurrir a la cartografía LiDAR. Se trata de un modelo digital del terreno construido por medio de un láser transportado por un avión mientras sobrevuela un territorio. El láser dispara un haz de luz contra el terreno y mide el tiempo de retorno, lo que permite a su vez estimar la distancia. Puesto que el haz es muy fino puede pasar a través de las hojas de la vegetación y gracias a ello se obtiene un modelo del terreno desnudo. Aquí tenemos el modelo digital de las cuencas de los barrancos de las Peñas de Cortes. He marcado en rojo el cauce principal del barranco del colegio y en azul el cauce principal del barranco de la calle alta.

Lidar 10
Modelo digital del terreno de las Peñas en el que se ha señalado el trazado del tronco principal del barranco del colegio (rojo) y de la calle alta (azul). Las letras A y B señalan puntos de interés descritos en el texto
El análisis del modelo anterior nos revela una diferencia fundamental entre ambos barrancos. En el caso del barranco del colegio (rojo) una vez atravesada la sección principal de las Peñas (punto A) se ramifica en una red de drenaje con geometría dendrítica. El caso del barranco de la calle alta (azul) es bien diferente. Aquí no se supera la sección principal de las Peñas. En su lugar, al llegar al punto B el cauce hace un giro brusco de casi 90º para continuar en una dirección aproximadamente perpendicular al tronco principal. ¿Qué explica este comportamiento tan distinto? Parece que en lugar de avanzar en la resolución del misterio no hacemos nada más que acumular nuevas cuestiones. Vamos a echar un vistazo más detallado a cada uno de los barrancos.

El caso del barranco del colegio

Con las pistas obtenidas gracias al LiDAR podemos volver al terreno para verlo con una mirada nueva. Lo que vemos es que el barranco se encaja mientras atraviesa las duras calizas de la Fm Utiel y que a partir de este punto, aproximadamente a la altura del cementerio, se ramifica de forma dendrítica. Desde el campo no somos capaces de percibir esto con claridad porque los árboles nos impiden ver el terreno. Y eso, en sí mismo, es una pista muy importante. La red dendrítica se desarrolla justamente donde hay árboles, es decir, donde el terreno posee un suelo capaz de permitir el desarrollo de vegetación de gran porte. Esto es, las rocas son diferentes.

[Area-Campaniense22.jpg]
Traza aproximada en planta de la Fm. Perenxisa. Las líneas corresponden con dos fallas paralelas que delimitan un bloque hundido donde se han preservado excepcionalmente bien estos materiales, a pesar de su carácter deleznable. La naturaleza del terreno y la presencia de un suelo bien desarrollado permite que la vegetación resalte aún más el contraste litológico. Elaborado sobre una imagen de Bing Maps

Ello se debe a que las Peñas están afectadas por un par de fallas que hunden la sección central, de forma que los materiales margosos más deleznables de la Formación Perenxisa, que se depositaron por encima de calizas de la Formación Utiel, se han preservado de la erosión. Son esas margas las que permiten el desarrollo de los árboles. Y también las que, por su menor resistencia a la erosión, son acarcavadas por la cabecera del barranco. Una vez que el barranco supera el umbral de las calizas más resistentes, se extiende en todas direcciones de forma dendrítica. Y ese umbral es, precisamente, la zona de la falla. Eso es lo que vemos en este caso. Más cerca con el LiDAR:

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Modelo digital de terreno en el que se ha señalizado la traza del sistema de fallas del cementerio, la más meridional de las cuales actúa como un umbral para el barranco del cementerio. Es evidente la relación de estas fallas con la red de drenaje dendrítica establecida en la cabecera del barranco
Algo hemos avanzado. Sabemos que la configuración de la red de drenaje del barranco del colegio está controlada por el contraste litológico a ambos lados de una falla. ¿Qué ocurre con el barranco de la calle alta?

[Falla-Cementerio23.jpg]
Traza aproximada de la falla del cementerio, en el límite meridional del bloque hundido mencionado en el texto
El caso del barranco de la calle alta

Ya hemos visto que el barranco de la calle alta no llega a atravesar el umbral de la zona de falla, sino que antes de alcanzarlo realiza un brusco giro hacia el noreste. ¿A qué se debe esto? Vamos al terreno para ver de cerca justamente el punto en el cambia de dirección. Lo que encontramos es que el barranco está desmantelando precisamente los conglomerados, areniscas y limos rojizos que comenté al inicio del artículo.
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Vista en campo del codo realizado por el barranco de la calle alta. Se ha señalado el afloramiento de los materiales fluviales que están siendo desmantelados por la erosión del barranco. Las líneas paralelas resaltan la estratificación, evidenciando una aparente concordancia con las calizas santonienses con las que se relacionan lateralmente en la imagen

Estos materiales están inclinados, no son subhorizontales como esperaríamos en un medio fluvial. Además, parecen concordar con los materiales del cretácico con los que están en contacto. Esto parece indicar que fueron depositados antes de que las Peñas, que son un bloque fallado y hundido desde la Muela de Cortes (las calizas de Utiel coronan la Muela frente al pueblo), se desplazasen hasta alcanzar su posición actual. Lo que a su vez nos sugiere que se trata del relleno de un cauce excavado por un barranco o río anterior al actual. En este sentido, el barranco de la calle alta es la reencarnación de un sistema fluvial previo, que excavó un cauce y lo rellenó antes de que las Peñas existiesen como una entidad geológica independiente. El barranco de la calle alta está condicionado completamente por esta historia previa, de forma que, en este caso, efectivamente el pasado siempre es presente.

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Detalle de los limos, arenas y areniscas fluviales mostrados en la imagen anterior. Geno hace de escala sin saberlo, perpleja ante la incisión del barranco de la calle alta (la foto es de archivo)
Empleando el modelo digital podemos apreciar en detalle el giro y el encajamiento en el relleno previo.

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Modelo digital del terreno en el que se ha marcado el codo del barranco de la calle alta y su relación con el umbral de la falla del cementerio
Recapitulando. En algún momento, durante el final del Terciario, existió un sistema fluvial que excavó un barranco bastante profundo sobre el bloque de calizas del Cretácico superior que ahora son las Peñas. En aquel entonces, este bloque no se había separado del relieve tabular de la Muela. Eventualmente este cauce se rellenó con materiales transportados por la corriente, lo que dio origen a los conglomerados, areniscas y limos que vemos actualmente. Posteriormente se produjo el episodio de distensión que fracturó el borde la Muela, generando la fosa tectónica del Júcar. El bloque, ya individualizado, de las peñas se desplazó desde su posición original hasta la actual, unos 400 m por debajo. En algún momento de este proceso comenzó la incisión del barranco de la calle alta, que progresó aguas arriba hasta que alcanzó los materiales más fácilmente erosionables del sistema previo, momento en que cambió su dirección para incidir en los mismos. De esta forma nunca llegó a rebasar el umbral de la falla del cementerio (que por cierto, se generó durante el proceso distensivo que dio origen a las Peñas).

No se vayan todavía…

Hemos desvelado las razones que explican la configuración actual de estos dos barrancos, pero no obstante quedan todavía dos preguntas pendientes. La primera de ellas está relacionada con el paleocauce que está siendo exhumando actualmente por el barranco de la calle alta. En principio, este paleocauce podría haber seguido una dirección cualquiera. Pero resulta muy sospechoso que de entre todas las posibles parece que siga justamente una paralela a la falla del cementerio, evidenciando de esta manera un cierto control estructural. Si volvemos a emplear el criterio de la vegetación, así parece ser. Coincidiendo con la aparente traza del paleocauce hay una evidente alineación de la vegetación, paralela a la falla del cementerio. Fijaos:

Paleocauce
Ortofoto de la cabecera del barranco de la calle alta. En rojo se muestra la traza de la falla del cementerio y en azul se resalta la alineación de la vegetación que parece sugerir un contraste litológico. Ambas parecen ser subparalelas, sugiriendo un posible control estructural del paleocauce del barranco de la calle alta
Y no sólo eso. Como dijo Thomas Huxley, “la gran tragedia de la ciencia es la destrucción de una bella hipótesis por un hecho, pequeño y feo". Y en este caso hay un pequeño dato que he he ocultado todo el tiempo. Cuando dije que las capas de las areniscas del paleocauce eran aparentemente concordantes con las calizas sobre las que se depositan os mostré una imagen, pero no dije que, en realidad, las primeras tienen un buzamiento de 28º mientras que las segundas sólo lo tienen de 10º. Si bien no cabe esperar que el buzamiento sea idéntico, una diferencia de 18º merece una explicación. ¿Cómo justificar que el paleocauce sea previo a la formación de las fallas si sigue la misma dirección y además las areniscas y las calizas no parecen haber experimentado la misma deformación? La respuesta sólo podemos obtenerla sobre el terreno.

En primer lugar, no encontramos más materiales fluviales al oeste del codo del barranco de la calle alta. Es decir, que si bien la alineación de la vegetación existe y parece sugerir un contraste litológico, no parece poder atribuirse a la presencia de estos materiales. Lo que explica esa alineación es una nueva falla, una que presenta un pequeño salto, paralela a la falla del cementerio y perteneciente al mismo sistema de fracturas. Esta falla puede verse perfectamente desde la carretera de la Muela.

Falla normal
Falla normal de pequeño desplazamiento asociada al sistema de fallas del cementerio. 
Y mejor comentada:


Falla normal comentada
Esta falla no sólo explica la alineación que hemos visto en la vegetación, sino también el diferente buzamiento de los materiales, ya que las areniscas se encuentran sobre el bloque hundido y por ello presentan un buzamiento mayor. Y hay otra cosa. Entre el cementerio y el helipuerto hay un pequeño afloramiento de areniscas muy similares a los descritas. Cuando se mide la dirección y buzamiento de estos materiales este último resulta ser de… 28º. Es decir, que en realidad el paleocauce seguía una dirección oblicua respecto al sistema de fallas descrito y es cortado por el mismo, lo que nos permite mantener la hipótesis de que es preexistente. Además, en ambos casos se encuentran guijarros muy bien redondeados de cuarzo que no pueden tener su origen en las calizas cretácicas que cortan estos barrancos, por lo que su origen debe estar asociado al desmantelamiento de los materiales paleógenos que actualmente sólo se encuentran al pie de la sierra de Martés.

Areniscas cementerio
Afloramiento de limos, arenas y areniscas fluviales en las inmediaciones del cementerio (izquierda). Estos materiales son la continuación de los descritos en el barranco de la calle alta. La carretera sigue la traza de la falla del cementerio. A la derecha las margas de la Fm Perenxisa.
La cosa queda, pues, así.

Paleocauce 2
La línea morada une los dos afloramientos de materiales fluviales descritos en el texto. Esta línea es oblicua a  la traza de las fallas del sistema de fracturas del cementerio
La última cuestión que no hemos respondido (directamente) es la primera que nos planteamos. ¿Cómo es posible que estos barrancos hayan practicado semejantes incisiones, que se antojan totalmente desproporcionadas? Todo parece indicar que se trata de cauces cuyo origen es anterior al relieve actual, de forma que se encuentran ‘fuera de contexto’. Muy posiblemente las cuencas que drenaban en su origen eran mucho más extensas, pero fueron segmentadas por la fracturación del final del Mioceno-Plioceno hasta quedar en su configuración actual, totalmente irreconocibles. En los bordes de la Muela de Cortes hay multitud de barrancos colgados, testigos de aquella red de drenaje relicta, de la cual el mayor exponente es el propio arroyo de Cortes, colgado a más de 100 m sobre el cauce del Júcar.

Pero eso es otra historia.

Arroyo colgado de Cortes
El bloque de Zarooza (Las Peñas) visto desde la carretera de Otonel. En el centro de la imagen el arroyo de Cortes cae al embalse del Júcar. Este salto tenía originalmente en torno a 100 m, pero actualmente ha quedado reducido a unos 30 desde que se anegó el embalse.

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martes, 31 de julio de 2018

El nuevo yacimiento de icnitas triásicas de la Rambla de Los Gallegos (Cortes de Pallás, Valencia)

El sol está bajando en el horizonte. En la distancia, un grupo de animales se desplaza por el área ribereña que constituye la transición entre el mar y los brazos del río que desemboca en él, no muy lejos de aquí. Podrían ser aetosaurios o rauisuquios, o quizá otro grupo emparentado con ellos, desde la distancia es difícil precisarlo. A lo lejos, los relámpagos en el cielo anuncian la tormenta que se aproxima desde el oeste.

Los animales parecen intuirlo. Lentamente el grupo cambia el rumbo y acelera el paso. Se dirigen hacia el oeste, tierra adentro, buscando alguna zona de terreno más alta. Al llegar a un canal fluvial se detienen, como si decidiesen cuál es la mejor opción. Finalmente el líder del grupo se introduce en el agua, que tiene escasa profundidad. De hecho, apenas llega a cubrirles el lomo, aunque sí los obliga a nadar a ratos, tan sólo rozando el fondo con la punta de las patas. Algunos nadan oblicuamente mientras que otros remontan directamente el canal, aprovechando que apenas hay corriente en este momento entre la marea alta y la baja. Al llegar a la orilla más alejada salen del agua y, uno a uno, desaparecen entre vegetación. Comienza a llover suavemente.

Un par de horas después, la corriente en el canal aumenta al llegar la leve crecida producida por la lluvia tierra adentro. La noche ha caído y la tormenta se ha disipado. Todo es silencio, salvo por el lejano rumor del oleaje en la costa.

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Hoy he empezado pronto. Hay que aprovechar el día de trabajo en el campo. El sol sale sobre el horizonte justo cuando llego al área que pretendo cartografiar, la rambla de Los Gallegos al norte de la loma de Garzón, en Cortes de Pallás, Valencia. Comienzo a caminar atravesando materiales del Keuper. El terreno es difícil en esta zona de badlands o malpaís, ya que las arcillas y yesos de la formación Jarafuel están muy acarcavadas a causa de la erosión, que también tiene como resultado el profundo encajamiento de la rambla. Al cabo de un rato de difícil marcha llego al cauce. Ante mí hay unas capas muy verticalizadas de areniscas versicolores. El sol cae oblicuamente sobre la superficie de las areniscas y dibuja sombras que realzan unas curiosas protrusiones  que se proyectan hacia el exterior desde la superficie plana. Será mejor echar un vistazo. La mayoría parecen estar formadas a su vez por un número variable de crestas paralelas, entre 1 y 4. La primera hipótesis acude rápidamente: ¿podría ser que fuesen…? Tras un análisis breve para descartar hipótesis alternativas la conclusión parece clara: se trata de huellas dejadas por un animal o animales que aparentemente se desplazaron sobre la superficie que tengo delante de mí en el Triásico superior. Cada protrusión es el molde de la impresión dejada por una pata. Y hay muchas. Muchísimas.

Yacimiento general
Vista general del sector del yacimiento donde se conservan el mayor número de huellas. Como veis, las capas están verticalizadas y las huellas aparecen como un hiporrelieve en el muro de la capa que las contiene.

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Entre las dos escenas anteriores transcurrieron más de 230 millones de años. Muchas cosas ocurrieron en la historia de la Tierra desde que aquellos animales dejaron sus huellas en el fondo de un canal de agua estancada. Hay una extensión casi inimaginable de tiempo desde entonces hasta que yo las encontré en el cauce de una rambla, en un contexto tan diferente que bien podría tratarse de otro planeta. Esta es la historia del yacimiento de icnitas triásicas de la rambla de Los Gallegos, cuyo hallazgo es una de las experiencias más increíbles  que me han ocurrido nunca. Es difícil describir el vértigo que causa saber que eres la primera persona que ve esa escena capturada en roca en 236 millones de años…

Hace un par de meses Joaquín Moratalla y yo mismo publicamos en la revista Journal of Iberian Geology el descubrimiento y estudio de este yacimiento de icnitas (ver la referencia [5] al final de este artículo). El propósito de este artículo es dar a conocer este descubrimiento difundiéndolo más allá de los círculos científicos y de especialistas. Vamos a analizar el yacimiento, proporcionar las claves que explican su relevancia y explicar cómo hemos llegado a deducir el relato con el que se abre este artículo. Curiosamente,  hace tan solo unos meses escribí otro artículo desmenuzando una publicación que se solapó en el tiempo con la que nos ocupa, la de una serie de huellas de natación dejadas por tortugas que se encontraron, también, en Cortes de Pallás (y otros dos yacimientos en municipios de la provincia). Estas huellas son casi de la misma edad (Carniense) y están en la misma formación (las Areniscas de Manuel)  y fueron descubiertas a tan sólo un par de kilómetros del yacimiento de Los Gallegos. Después de 236 millones de años, ya es casualidad…

La icnología

La icnología es el estudio de los rastros dejados por los seres vivos y que guardan evidencias de su comportamiento. Estos rastros son tanto las huellas dejadas sobre el terreno como las marcas dejadas por los dientes de un depredador sobre los huesos de su presa o cualquier otra evidencia de la actividad de un ser vivo (como sus excrementos). Cuando estos rastros llegan hasta nosotros fosilizados su estudio forma parte del ámbito de la paleoicnología.

El yacimiento

El yacimiento se encuentra en el cauce de la rambla de Los Gallegos, en Cortes de Pallás (Valencia). Está incluido en la formación Areniscas de Manuel y tiene una edad Carniense (Triásico superior). El Carniense se extiende entre hace 237 y 227 millones de años, lo que es una barbaridad de tiempo. El yacimiento contiene unas 60 huellas mayores y muchas otras menores agrupadas en tres sectores, aunque uno de ellos, el A, es el que contiene la mayoría de ellas.

Las huellas aparecen como un hiporrelieve sobre una capa de areniscas. Esto quiere decir que, en realidad, lo que vemos no es la huella, sino el molde de la misma creado por la arena que rellenó la verdadera huella con posterioridad al paso del animal. Por eso, en lugar de una depresión en la capa de arenisca lo que vemos es ‘un bulto’ que sobresale de ella. Las huellas están formadas por entre 1 y 4 marcas digitales y tan sólo en un par de ejemplares se ha preservado la marca de un talón. La interpretación realizada es que se trata de huellas dejadas por vertebrados (luego veremos cuáles son los probables autores) que se desplazaban en un régimen de natación o semi-natación. En función de la profundidad y del tamaño del productor se producen un tipo de huellas u otro (desde no llegar a tocar el fondo a apoyar todo el pie, pasando por rozarlo con el dedo más largo, con dos, tres o cuatro).

Detalle zona central 1
Vista de detalle de al zona central del yacimiento. Observad el gran número de huellas y la dificultad de distinguir rastros. Fijaos también en la morfología más habitual: marcas subparalelas de un número variable de dedos.

Recordemos qué nos ocurre cuando nos metemos en el mar caminando por la suave pendiente: cada vez nos es más difícil caminar hasta que, especialmente si el agua está muy fría, dejamos de apoyar todo el pie y nos ponemos de puntillas y, eventualmente, tenemos que empezar a nadar. Cuando esto le ocurre a un animal que no domina la técnica de ‘crawl’, normalmente bate el agua con sus cuatro extremidades (estilo perro, vamos). Si el agua es profunda, no quedará ninguna marca, ya que no tocará el fondo. Pero cuando la profundidad sea adecuada, lo que ocurrirá es que rascará el fondo con sus patas, dejando marcas paralelas con sus dedos.

No ha sido posible identificar rastros (es decir, huellas dejadas consecutivamente por un mismo animal) lo que, junto con otros criterios, es un indicio más del tipo de desplazamiento propuesto. Curiosamente, el análisis de las huella sugiere que la mayor parte de los animales se dirigían contra la corriente, algunos directamente en contra y otros de forma oblicua. Por su parte, la paleocorriente se dirige, aproximadamente, hacia el NE.

Detalle huella con talón
Detalle de dos huellas. La de la izquierda ha preservado la impresión del talón y sugiere que por su tamaño el animal productor llegó a apoyar casi por completo el pie. A la izquierda la típica morfología con tres dedos (uno preservado parcialmente) y estrías longitudinales dejadas por las escamas de la base de los dedos al arrastrase durante el impulso. 

Por otra parte, no todas las huellas se han producido de forma subacuática. El yacimiento también contiene algunos ejemplares interpretados como huellas o subhuellas producidas subaéreamente.
Dentro del trabajo de documentación del yacimiento, hemos construido un modelo digital en 3D empleando técnicas de fotogrametría. Ello permite preservar para su estudio futuro la geometría general del yacimiento y, además, nos permite hacer cosas tan chulas como imprimir ejemplares de las huellas en una impresora 3D. Fijaos que chulada:

Modelo
Modelo digital del yacimiento de Los Gallegos obtenido mediante técnicas de fotogrametría. Compárese con la primera fotografía de este artículo.

Huella impresa
Dos huellas producidas con una impresora 3D a partir del modelo digital. La de arriba se corresponde con uno de los ejemplares mostrados más arriba. Autor de la impresión: Miguel Llin.

El paleoambiente

Llamamos paleoambiente al medio o entorno en el que se produjeron las huellas. Para deducir cómo era, probablemente, el medio en que se produjeron las huellas, hay que realizar un análisis detallado de los materiales que las contienen desde un punto de vista sedimentológico y estratigráfico. Eso lo hacemos recorriendo la secuencia de capas del yacimiento, anotando cosas como el espesor; el tipo de materiales; las estructuras sedimentarias que contienen; los fósiles que encontramos (y también si no los encontramos, como es el caso); los icnofósiles, de los cuales las huellas de vertebrado son sólo una pequeña parte, etc. Estudiados en conjunto nos aportan pruebas que nos facilitan realizar una interpretación. En este caso, sabemos que hay una alternancia de materiales depositados en condiciones de muy baja energía (agitación o corriente) como arcillas, y otros depositados por corrientes de agua (areniscas con laminación de rizaduras de corriente). En cualquier caso, se trata de materiales finos, lo que indica que incluso las corrientes eran poco energéticas. El análisis de las corrientes nos indican que estas se dirigían hacia el oeste, y que estaban puntuadas por momentos de remanso en los que se depositaban finas capas de material vegetal carbonizado, que a su vez eran cubiertas por la lámina de arena depositada por la siguiente corriente. Los materiales de colores oscuros, verdes o negros, nos hablan de condiciones de estancamiento, mientras que las areniscas rojizas lo hacen de condiciones más energéticas y oxidantes.

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Probable subhuella producida en un medio subaéreo en las capas de areniscas rojizas interpretadas como depósitos de derrame o de inundación.

Otro aspecto interesante nos lo aporta el análisis de los icnofósiles producidos por invertebrados, que en la naturaleza son infinitamente más abundantes que las huellas de vertebrados. Normalmente, los animalitos que viven en el sedimento, especialmente los que buscan alimento en él, lo remueven hasta el punto de que las delgadas láminas de arena y/o arcilla son destruidas, dando al material un aspecto masivo, no estructurado, especialmente en medios de baja energía. En el caso de Los Gallegos, llaman la atención dos hechos:
  • Hay muy pocos icnofósiles, pero entre ellos hay algunos típicamente marinos (en las capas que contienen las huellas subacuáticas) mientras que otros típicamente continentales aparecen en las capas de areniscas rojizas que, a su vez, contienen las huellas producidas subaéreamente.
  • Las capas han mantenido su laminación original, lo que entre otras cosas ha permitido conservar las huellas.
No vamos a hacer esto más largo. La evidencia sugiere que nos encontramos ante un contexto de transición entre medios fluviales y marinos. El mar no estaba lejos y eso hace que en el canal en que se produjeron las huellas el agua sea salobre, no dulce ni tan salada como el mar. Eso es un medio difícil para la vida, razón por la que no hay muchos animalitos viviendo y removiendo el sedimento del fondo. Este medio de agua semiestancada, en la que ocasionalmente (dependiendo de las mareas y de la descarga del sistema fluvial) se presentan condiciones de mayor energía que traen arenas muy finas y limos.

Toda esta evidencia es coherente con la interpretación que se hace de esta zona de Iberia durante el Carniense, lo que nos lleva al siguiente punto.

El Periodo Húmedo del Carniense

Para los no especialistas es difícil entender cómo, al mirar una secuencia de rocas, puede deducirse cuál era el clima de una región hace más de 200 millones de años. Estamos acostumbrados a simplificaciones del estilo de ‘esta zona era mar en el Cretácico’, lo que en ocasiones da a entender algo así como que en el pasado había tanta agua que llegaba a cubrir zonas ahora a centenares de metros sobre el nivel del mar (una especie de vestigio del Diluvio universal). En realidad las rocas registran gran cantidad de detalles tanto en la forma de estructuras sedimentarias como por los icnofósiles contenidos en ellas (las huellas de vertebrados son poco comunes en comparación con otros icnofósiles, como galerías excavadas por invertebrados), como por los fósiles corporales que contienen, los propios materiales de que están hechas (areniscas, calizas, etc.) u otras pistas más sutiles como las composiciones isotópicas de los elementos químicos que las forman. Por todo ello sabemos que el mundo del Triásico superior (el primer periodo de la era Mesozoica) fue un lugar árido. Ya dediqué un artículo a analizar el Keuper (Triásico superior) en Cortes de Pallás, así que hoy simplemente vamos a recordar cómo era aquel mundo árido y qué evidencias tenemos en las rocas de Cortes. Viajemos al Triásico superior.

En aquel entonces la zona se encontraba en la costa del mar de Thetys, en la orilla del supercontinente Pangea, que ya estaba en proceso de fragmentación. Durante la mayor parte del Keuper, lo que tenemos es una llanura costera en la que se desarrollaban extensas llanuras de inundación fangosas y gigantescas salinas y lagunas en las que a causa de la evaporación del agua de mar en un clima árido se acumulaban grandes espesores de sales disueltas como halita (sal común) y yesos. En ocasiones el paisaje era similar al que se encuentra en las costas del golfo Pérsico. De allí procede, de hecho, la palabra con la que denominamos a uno de estos tipos de ambientes deposicionales: Sabkha.


Todos los vecinos de Cortes atraviesan las rocas de esta época cuando circulan hacia el pueblo por la CV-425, entre el ecoparque y Cuatro Caminos. Son muy llamativas por sus colores abigarrados: rojo vinoso, amarillo, verde, gris, pardo…

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Aspecto típico del Keuper en Cortes de Pallás. Los colores pardos, verdes y grisáceos corresponden a la Fm Jarafuel (K1), la más antigua del Keuper.


Las rocas más características son los yesos y arcillas, en diversas variantes y combinaciones, que forman la mayor parte de las formaciones Arcillas y yesos de Jarafuel, Arcillas yesíferas de Quesa y Yesos de Ayora, miembros K1, K4 y K5 del Keuper. En un pequeño paseo encontramos estas rocas y sus estructuras sedimentarias más características. Va una pequeña colección fotográfica:

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Aspecto de campo de la Fm Jarafuel, que aparece verticalizada como resultado de la tectónica diapírica. Se trata de materiales depositados en lagunas costeras someras en el clima árido de Pangea durante el inicio del Carniense.


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Yesos laminados oscuros  del K1 extraordinariamente deformados

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Moldes de evaporitas (en particular, de cristales cúbicos de halita o sal común) creados tras la disolución del cristal que creció en el seno de la matriz carbonatada (este tipo de roca se denomina carniola). Muestra procedente del K1.

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Depósitos de sabkha del K4: yesos nodulares en matriz de arcillas rojizas.

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Cantera que explota los yesos del K5 en la Hoya. Estos yesos son los materiales más jóvenes del Keuper y se depositaron en lagunas costeras en un ambiente árido.



Los más atentos de vosotros quizá hayáis reparado en que la enumeración de formaciones del Keuper se ha saltado dos términos, el K2 y el K3. Pues aquí está la clave. Entre los periodos áridos del inicio (K1) y final del Keuper (K4 y K5) hay un intervalo de tiempo en el cual las condiciones fueron húmedas: Voilà. El Episodio Húmedo del Carniense (ver referencias [1] y [2]). Este evento ha recibido considerable atención en los últimos años y su impronta quedó registrada en los sedimentos depositados a escala global en el cinturón central de Pangea. Se trata de un periodo de clima húmedo, quizá debido al incremento de dióxido de carbono en la atmósfera producido por erupciones volcánicas en Wrangelia, fenómeno que coincidió en el tiempo. Temperaturas más altas significan mayor evaporación y mayores precipitaciones, lo que a su vez significa un mayor desarrollo de sistemas fluviales y de su capacidad de erosión y transporte. Las llanuras costeras fueron cubiertas por las llanura aluviales de los ríos que, en nuestro caso, desmantelaban las tierras emergidas del Macizo Ibérico, al Oeste, trayendo limos y arenas que se depositaron constituyendo lo que llamamos Formación Areniscas de Manuel (el K2 del Keuper). Este periodo tuvo una duración breve, quizá un millón de años (sí, ya sé que un millón de años es mucho tiempo, pero en geología no lo es tanto: a fin de cuentas, contamos el tiempo de millón en millón…). En ese tiempo, coincidiendo con una época de descenso del nivel relativo del mar, se depositaron del orden de algunas decenas de metros de espesor de arenas y limos de color rojizo. Fue en una de estas áreas costeras, en la interfase entre un río y el mar, donde nadaron los animales que dejaron las huellas del yacimiento de Los Gallegos.

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Reconstrucción paleogeográfica del supercontinente Pangea en el Triásico superior. Observad su posición marginal en la costa del Neothetys. Reproducido de [3]



Son estos materiales del K2 los que contienen las huellas. En el artículo anterior sobre el hallazgo de las huellas de las tortugas ya mostré detalles que evidenciaban un origen plenamente fluvial. Por contra, en el caso del yacimiento de los Gallegos, lo que observamos es un conjunto de rasgos que apuntan a un medio de transición. Aunque en el primer caso no se aporta información acerca de la posición en la columna estratigráfica de las capas con interés icnológico, tengo la impresión de que son posteriores en el tiempo al caso de Los Gallegos, donde estas capas están muy próximas al contacto con la Formación Jarafuel infrayacente (eso explicaría el carácter netamente continental de unos materiales frente a otros).

K2 sección
Vista de la sección del yacimiento. Obsérvese lo pronunciado del buzamiento de las capas y la naturaleza heterolítica de la sección. Las capas son más modernas hacia la izquierda.

¿Qué animales dejaron las huellas?

En paleoicnología es bastante difícil atribuir un autor a una huella determinada, salvo que se tenga la suerte de encontrar un fósil corporal junto o asociado a las capas que contienen los rastros. En ocasiones puede estimarse, a partir de la morfología de los pies o manos de los fósiles característicos de una época, cómo sería la impronta que estas dejarían en el terreno. Pero esto es más difícil de lo que parece, ya que una huella es el resultado de la interacción entre el animal y el sustrato, el comportamiento del primero y las condiciones físicas del segundo. Un mismo animal puede dejar multitud de tipos de huellas distintas (esta es la razón de que una pisada sea distinta a una huella de natación, o de que las huellas en terreno seco sean muy distintas a las dejadas en terreno demasiado blando).

Detalle proyecciones
Detalle de una característica típica de una huella de natación (proyecciones traseras o posterior overhangs, señaladas por flechas). Se producen al clavar el animal los dedos en el fango del fondo para impulsarse. El hueco generado es rellenado posteriormente por arena, que transformada en arenisca preserva la huella como un contramolde. Es un buen indicador del sentido del desplazamiento del animal, en este caso hacia la izquierda. Observad también las estrías y el relieve generado por el sedimento empujado hacia atrás por los dedos. La huella está invertida a causa de la inclinación de la capa.

En este caso, por lo inespecífico de la actividad en el que se produjeron las huellas, no nos ha sido posible realizar una identificación clara de los productores, si bien algunas de las características de las mismas y el contexto faunístico del Carniense sugieren como hipótesis más probable que se tratase de reptiles relacionados con el grupo quiroteroide (arcosauriformes o arcosaurios  crurotarsales). Durante el Triásico superior se produjo un relevo faunístico en el cuál este grupo de reptiles se extinguieron mientras que otros, como las tortugas o los propios dinosaurios ocuparon el espacio dejado por aquellos.

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Stagolepsis olenkae,un aetosaurio del Carniense. Fuente y licencia: Hiuppo [GFDL (http://www.gnu.org/copyleft/fdl.html) or CC BY 3.0  (https://creativecommons.org/licenses/by/3.0)], from Wikimedia Commons


¿Por qué es relevante el yacimiento?

El Triásico superior ibérico es muy pobre en fósiles y corporales y también en yacimientos de icnitas. De estos últimos el número es reducísimo: hasta el hallazgo del yacimiento de huellas de tortugas, tan sólo otros dos habían sido reportados previamente. Por ello, el descubrimiento y estudio de un yacimiento tan rico y con ejemplares tan bien conservadas constituye una notable aportación al conocimiento del clima y fauna existentes en la región durante este periodo.

Por otra parte, tenemos el hecho de que se trata de huellas producidas durante un régimen de natación o seminatación: en los últimos años hemos aprendido a distinguir las huellas de natación y a asignarlas a este tipo de locomoción, lo que nos ha permitido explicar un buen número de rastros hasta hace poco considerados como ‘problemáticos’. De hecho, el número de yacimientos de huellas de natación no para de incrementarse de año en año. En este sentido, la interpretación de un nuevo yacimiento de este tipo de huellas se suma a la creciente evidencia acerca de cuán común es este tipo de desplazamiento en vertebrados terrestres, algo que parece ser más común de lo que se había pensado.

Por último, cabe resaltar la relevancia que este hallazgo tiene para la geología y paleontología local de Cortes de Pallás, donde hemos pasado de no estar publicado ningún yacimiento de relevancia paleontológica a tener 2 en menos de un año. Y eso, amigos, es algo muy importante para uno de Cortes…

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Para aquellos que tengáis en leer el artículo original publicado en el Journal of Iberian Geology, en este enlace podéis consultarlo completo. Este artículo está dedicado a la memoria de mi madre, Agustina Carrasco, que nos dejó antes de poder ver el resultado de todo este trabajo.

Armand en el yacimiento
Armand Pascual en acción en el yacimiento. Colaboró conmigo tomando las fotografías de gran calidad de los ejemplares.
Agradecimientos:

Quiero mostrar mi agradecimiento a Ignacio Meléndez, que me animó a iniciar la campaña de trabajo de campo en la que, finalmente, se produjo el hallazgo del yacimiento. Sin ese impulso inicial, quizá nunca hubiésemos llegado a desvelar la historia escondida en el cauce de la Rambla.

Referencias:


[1] Arche, A., Gómez, J.L., Hidalgo, J.G. (2002). Control climático, tectónico y eustático en depósitos del Carniense (Triásico Superior) del SE de la Península Ibérica. Journal of Iberian Geology, 28, 1330.

[2] López-Gómez, J., Escudero-Mozo, M.J., Martín-Chivelet, J., Arche, A., Lago, M., Galé, C. (2017). Western Tethys continental-marine responses to the Carnian Humid Episode: palaeoclimatic and palaeogeographic implications. Glob. Planet. Chang., 148, 79-95.

[3] Ortí, F., Pérez-López, A., Salvany, J.M. (2017). Triassic evaporites of Iberia: Sedimentological and palaeogeographical implications for the western Neothetys evolution during the Middle Triassic-Earliest Jurassic. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 471, 157-180.

[4] Reolid, M., Márquez-Aliaga, A., Belinchón, M., García-Forner, A., Villena, J., Martínez-Pérez, C. (2017). Ichnological evidence of semi-aquatic locomotion in early turtles from eastern Iberia during the Carnian Humid Episode (Late Triassic). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 490, 450-461.

[5] Navarro, Ó. & Moratalla, J.J. J Iber Geol (2018). Swimming reptile prints from the Keuper facies (Carnian, Upper Triassic) of Los Gallegos new tracksite (Iberian Range, Valencia province, Spain). https://doi.org/10.1007/s41513-018-0068-0

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jueves, 28 de junio de 2018

Isla Negra: una breve visita al batolito costero central de Chile

Isla Negra.

Es curioso cuán diferente puede ser la percepción de un lugar en función de los intereses de la persona que lo visita. Recientemente tuve ocasión de viajar a Chile y aprovechamos para dejarnos caer por Isla Negra. Se trata de un pequeño municipio de la costa, al sur de Valparaíso, cuya principal actividad, aparentemente, es el turismo. En la carreterita que atraviesa el pueblo hay multitud de restaurantes y cafeterías con sus terrazas y, en un lugar estratégico, un buen número de casetas de recuerdos, en algunos casos consistentes en artesanía local basada en el motivo de atracción principal de este lugar. Y es que la mayor parte de la gente que viene aquí lo hace atraída por la casa de Pablo Neruda. Según parece, este poeta decidió asentarse aquí en cierto momento de su vida, de vuelta de Europa. Su vivienda ocupa un lugar prominente, sobre un pequeño escarpe que recae sobre el Pacífico (un mar que no me dado muestras de serlo en absoluto en ninguna de las dos ocasiones que he tenido de verlo). He de reconocer que no habíamos planificado ena absoluto la visita y que nuestro interés inicial no iba más allá de visitar esta localidad costera, ver el océano y dejarnos llevar por lo que este paisaje ofreciese.

Tras aparcar seguimos el sendero que conduce a la costa, donde algunos vendedores ambulantes estaban colocando sus puestos aprovechando su estratégica ubicación en el camino a la casa de Neruda. Entonces llegamos al océano, al monumento a Neruda y… descubrimos que en realidad, hay mucho más que ver aquí de lo que la mayor parte de los visitantes de Isla Negra imaginan.

Monumento Neruda
La costa del Pacífico en Isla Negra. La escultura homenaje a Pablo Neruda preside las tonalitas del Complejo Ígneo de Isla Negra. 

Chile es un país muy alargado encajado entre la inabarcable cordillera de Los Andes y el océano Pacífico. Una y otro no se pueden entender por separado, ya que es precisamente el movimiento de convergencia entre la placa Pacífica y la placa Sudamericana la que ha levantado la cordillera, a la vez que la corteza oceánica se hunde hacia el manto bajo el continente. Pero la historia geológica del margen oeste de Sudamérica no se limita a las estructuras que vemos ahora. Como casi todas las placas que contienen amplias extensiones de corteza continental, la placa Sudamericana es el resultado de una sucesión de acontecimientos geológicos que pasan desde el rifting (la ruptura de la placa) a la acreción por colisión de fragmentos de corteza continental de menor entidad (llamados ‘terranes’ en inglés) pasando por la convergencia de placas a gran escala. Cada uno estos procesos deja una cicatriz que puede ser empleada para reconstruir la historia pasada de una región, y en el caso de Chile (o del margen continental de Sudamérica) esta historia empezó hace mucho tiempo. Podemos rastrear esta historia hasta la ruptura de Rodinia, un supercontinente que en el eón Proterozoico reunía a todas las masas continentales de la Tierra (en un anticipo del más conocido Pangea), un supercontinente que se fracturó (hace aproximadamente 900 Ma) dando lugar a océanos como el de Japeto y a cierto número de terranes (como el de la Pampa, o el de Arequipa-Antofalla) que, posteriormente, acabaron reuniéndose de nuevo y amalgamándose con los cratones de Amazonia y San Francisco (sí, la tectónica de placas es así, lo que hoy se separa puede acabar reunido mañana en una reversión del movimiento relativo de las placas). Todo esto significa que existieron ciclos tectónicos anteriores al que dio origen a los Andes, o visto de otra manera, una sucesión de Andes ancestrales erosionados y desaparecidos antes de la formación de la magnífica cordillera que vemos ahora. Este último ciclo orogénico se inició, según las mejores estimaciones disponibles, en el Jurásico Superior, cuando Sudamérica formaba parte del aún íntegro continente de Gondwana.

Como vemos, la costa de Chile ha sido un lugar movido desde hace mucho, mucho tiempo. Y en la zona central de Chile, al sur de Valaparaíso, podemos ver las raíces expuestas de algunas de aquellas montañas desaparecidas.

El batolito costero de la región central de Chile.

Isla Negra se encuentra en la Cordillera de la Costa, sobre una estructura conocida como el Batolito de la Costa. Esta estructura es el resultado del emplazamiento en la corteza de cuerpos de rocas ígneas intrusivas generadas durante la subducción bajo Gondwana de la placa Pacífica, concretamente entre finales del Paleozoico y el inicio del Mesozoico. Es decir, es anterior al inicio del actual ciclo orogénico andino. Aclaremos un par de ideas antes de continuar:

· Un batolito es un cuerpo de forma alargada y dimensiones de decenas de kilométros formado por la solidificación de magmas en la corteza terrestre. Normalmente el batolito es paralelo a alguna dirección tectónica regional (en este caso al límite entre las placas convergentes) y está, a su vez, formado por una sucesión de cuerpos menores, de forma subesferoidal, llamados plutones (con L, que os conozco).

· El emplazamiento de un batolito (o de los plutones que lo forman) no es un fenómeno sincrónico: es un proceso prolongado en el tiempo en el cual se pueden producir pulsos magmáticos sucesivos que a su vez intruyen a los anteriores.

Geológico Santo Domingo
Mapa geológico de la región central de Chile que contiene el área del Complejo Ígneo de Santo Domingo (reproducido de [2])

Más adelante hablaremos acerca del origen de estos magmas. Lo importante ahora es visualizar que en Isla Negra nos encontramos pisando una antigua cámara magmática de enorme extensión, que ha aflorado a la superficie como resultado de los mismos procesos que están levantando los Andes actuales, un cuerpo de roca exhumado y erosionado que nos permite ver el interior de la Tierra de hace más de 200 millones de años. Pero es más impresionante pensar que es como si nos hubiésemos metido en una máquina de excavar gigante (como en El Núcleo, esa pésima película) y hubiésemos descendido hasta unos 15 km bajo los volcanes de los Andes. Pero dejémonos de introducción y echemos un vistazo al Complejo Ígneo de Isla Negra, parte del complejo de Santo Domingo (que así se conoce esta parte del Batolito Costero).

Panorámica 2 Isla Negra
Vista panorámica de la costa de Isla Negra

Las rocas que vemos en Isla Negra son granitoides de composición calcoalcalina, fundamentalmente tonalitas y leucogranitos. Lejos de ser un cuerpo homogéneo, son resultado de un proceso de mezcla de magmas de composiciones ligeramente diferentes (una mezcla no completa, como veremos). Además, las condiciones en que se produjo esta mezcla no eran precisamente tranquilas, lo que ha dejado en la roca evidencias de la deformación resultado de los esfuerzos a que la corteza estaba sometida. Las evidencias de todo ello las podemos encontrar en la presencia de enclaves microgranulares, schlieren, diques (máficos y leucocráticos) y en las estructuras de deformación que muestran. Un auténtico espectáculo.

Los granitoides.

La mayor parte de las rocas que veremos en Isla Negra son, como ya hemos dicho, tonalitas y leucogranitos. Son rocas de composición calcoalcalina, típicas de márgenes destructivos (es decir, donde se está destruyendo corteza oceánica mediante un proceso de subducción) y están relacionadas con los arcos volcánicos que se forman a lo largo de estos límites convergentes. Las tonalitas están formadas por plagioclasa, cuarzo y biotita y hornblenda como principales minerales máficos. Alternan zonas con abundantes enclaves agrupados en enjambres y zonas donde su contenido es mucho menor. También presentan una clara foliación tanto por la alineación de minerales, la orientación de los enclaves de forma lenticular como por la presencia de bandeados composicionales.

Tonalitas y enjambre de enclaves
Aspecto de las tonalitas. En el centro de la imagen es bien visible un enjambre de enclaves microgranulíticos elongados según las lineaciones tectónicas dominantes

Los leucogranitos aparecen formando diques o bolsas de forma irregular y contacto neto con las tonalitas. Contienen biotita y feldespato potásico (microclina). En ocasiones se encuentran parches pegmatíticos con grandes fenocristales de cuarzo y microclina. Los leucogranitos no suelen presentar enclaves.

Leucogranito
Aspecto de los leucogranitos. Gonzalo Che hace de escala.

Detalle Leucogranito
Detalle de uno de los bolsones pegmatíticos contenidos en los leucogranitos, en los que se aprecian grandes fenocristales de microclina y de cuarzo intersticial.

Enclaves.

Un enclave es un cuerpo de composición distitinta, generalmente más máfica y de dimensiones generalmente centimétricas a decimétricas que aparece englobado en un cuerpo de roca de composición distinta, generalmente un granitoide. En Isla Negra los enclaves son abundantísimos y muestran toda una serie de características que aportan mucha información acerca del emplazamiento del Plutón y su historia de deformación. Poseen una textura microgranular y muestran plagioclasa cálcica, hornblenda y biotita (más algo de cuarzo). En cualquier caso, la composición y la textura son variables, presentando en ocasiones fenocristales de plagioclasa y una gradación hacia la tonalita de la matriz, que en ocasiones se refleja en contactos indentados entre una y otros, lo que a su vez es un indicativo de la interacción entre los dos magmas originales cuando ambos estaban todavía en un estado plástico similar. De la misma forma, a pesar de que el tamaño de grano en los enclaves en muy inferior al de la matriz tonalítica, encontrar en el interior de los mismos y en sus bordes grandes cristales de plagioclasa que constituyen una evidencia más, junto con otros indicios, de la interacción entre uno y otra antes de la completa cristalización.

Además de los procesos de mezcla incompleta de magmas (un proceso conocido como magma mingling) hay otros factores que añaden un componente dinámico a la escena. Por ejemplo, la deformación de los propios enclaves. Hay todo un muestrario que incluye:

  • Enclaves elongados.
  • Enclaves plegados.
  • Enclaves que muestran fracturas en echelon en zonas de cizalla.
  • Enclaves boudinados.


Enclave tension gash
Enclave elongado con un sistema de fracturas de tensión desarrolladas como resultado de los esfuerzos de cizalla subparalelos a la dirección de elongación del enclave. Se aprecia como las grietas están ocupadas por un leucosoma empobrecido en minerales melanocráticos (oscuros).

Enclave boudinado
Enclave boudinado en el que la extensión paralela a la alineación del enclave ha separado los tres fragmentos (boudines) en que se ha dividido.

Enclaves plegados
Enclave plegado visible en el centro de la imagen

Aunque hay una cierta variabilidad en el comportamiento mecánico de enclaves y matriz tonalítica, el tipo de deformación observada en los primeros parece sugerir una diferente viscosidad entre magmas en el momento de producirse esta.

Contacto indentado
Contacto imbricado entre la matriz tonalítica y un enclave. Se observan varios fenocristales de feldespato en el interior del enclave y un borde difuso como resultado de la mezcla parcial de dos magmas (mingling) con una viscosidad similar.

Además, también es muy vistosa la foliación magmática evidenciada por bandas de material máfico (schlieren, básicamente zonas especialmente ricas en biotita). Esta foliación coincide en general con la mostrada por los enjambres de enclaves y sus direcciones de elongación.


Diques

Son especialmente llamativas las familias de diques máficos que cortan tanto a través de la matriz tonalítica como de los enclaves, lo que demuestra que su emplazamiento es posterior a ambos. Estos diques muestran relativamente poca deformación y su contacto con el resto de estructuras es neto, lo que sugiere que para el momento en que se produjo su intrusión el cuerpo ígneo original estaba cristalizado en un alto grado. Pueden observarse detalles como:

  • Bloques angulosos de la matriz incorporados en el interior de los diques.
  • Zonas de indentación entre matriz y diques.
  • Bordes de enfriamiento en los márgenes de los diques, a lo largo de los contactos entre ambos, evidenciados por la distinta textura entre estos márgenes y la sección central de los diques.


La datación de esto diques apunta a una edad Jurásico superior para los mismos. En Punta de Tralca, al noreste de Isla Negra, pueden verse los puntos en los que se han tomado testigos para la realización de análisis en laboratorio. Se interpreta estos diques como el resultado de un régimen extensivo establecido entre finales del Jurásico y el inicio del Triásico.

Corte diques-enclaves
Dique melanocrático que corta de forma limpia a través de los enclaves y la matriz tonalítica, desplazando los fragmentos en que divide el enclave. El contacto entre el dique y la matriz y el enclave es neto, mostrando que cuando se emplazó existía un fuerte contraste de viscosidad con la matriz tonalítica.

Dique bloque anguloso matriz
Dique que presenta un bloque anguloso de matriz incorporado. Este bloque es un fragmento de tonalita arrancado mecánicamente durante el emplazamiento del dique.

Bordes enfriamiento
Contraste textural entre los márgenes del dique (en contacto con la matriz) y el eje central del mismo, posiblemente a consecuencia del enfriamiento más rápido de los bordes al contacto con la matriz, más fría en el momento del emplazamiento. Esa diferencia textural hace que ambas zonas se meteoricen de forma distinta, haciendo que sea más visible.

Diques plugs
Puntos en los que se ha tomado muestras del dique para la realización de estudios petrográficos.

Todo ello nos muestra que la historia del complejo ígneo de Isla Negra (y, por extensión, del de Santo Domingo) es el resultado de una compleja interacción de procesos tectónicos, magmáticos y metamórficos (este último punto no lo puedo mostrar en imágenes ya que no tuve ocasión de visitar el Complejo Metamórfico de Valparaíso que actúa como encajante de estos complejos ígneos).

Otros detalles.

Además de todo lo expuesto ya, pueden observarse otros detalles interesantes relacionados con la forma en que estas rocas son afectadas por los factores ambientales meteorizando y erosionando las rocas.

Por un lado, en Punta Tralca podemos ver la típica erosión de los granitoides a lo largo de familias de diaclasas para generar un paisaje de grandes bloques de rocas redondeadas.

Vista Punta Tralca
Vista general del paisaje típico resultado de la erosión de los granitoides en Punta Tralca

Por otra parte, también vemos como los enclaves micrograníticos son más sensibles al ataque por los factores ambientales, posiblemente como resultado de su menor tamaño de grano que aumenta la superficie específica disponible expuesta al ataque químico.

Meteorización enclave
Hueco dejado por la erosión completa de un enclave. Rnteresantemente, el hueco está relleno parcialmente por arena compuesta por minerales melanocráticos, seleccionados por el viento a causa de su mayor densidad.

Y una forma extrema de erosión es, naturalmente, un tsunami. No todos los días se está en lugares en los que hay que prestar atención a las rutas de evacuación de este fenómeno geológico. Es un buen recordatorio de la compleja historia geológica del margen activo del oeste de Sudamérica.

Ruta tsunami
El autor junto a uno de los carteles que señalizan la ruta de evacuación en caso de tsunami, un recordatorio de que nos encontramos en un margen continental muy activo

Finalmente os dejo un vídeo que os permitirá tener una idea más dinámica de cómo es el paisaje de Isla Negra, además de disfrutar de la siempre impresionante fuerza del Pacífico (que aquí, de Pacífico tiene poco).



Referencias:

[1] Siña, A., and Parada, M., 1985, Los granitoides de rocas de Santo Domingo: antecedentes de terreno, petrográficos y de química de elementos mayores para una mezcla de magmas, in Proceedings, 4th Congreso Geológico Chileno, v. 3, p. 512–530.

[2] Webber, J.R., 2012, Advances in rock fabric quantification and the reconstruction of progressive dike emplacement in the Coastal batholith of central Chile [M.S. thesis]: Burlington, University of Vermont, 268 p.

[3] Webber, J. R., Klepeis, K. A., Webb, L. E., Cembrano, J., Morata, D., Mora-Klepeis, G., & Arancibia, G. (2015). Deformation and magma transport in a crystallizing plutonic complex, Coastal Batholith, central Chile. Geosphere, 11(5), 1401-1426.


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