Una visita breve a la zona Centroibérica

Últimamente estoy viajando mucho, lo cual tiene su lado bueno y su lado malo. Mientras vas y vienes, vida tienes, dice un refrán castellano. Y, además, ves rocas (eso lo añado yo). La parte mala es no tener la ocasión de dedicar a las rocas el tiempo que se merecen, no poder parar en todos los sitios que a uno le gustaría y soportar la frustración de ver pasar los desmontes de las carreteras a 100 km/h, tan cerca y a la vez tan lejos.

Pero bueno, no nos pongamos dramáticos. Siempre hay ocasión de dedicar algo de tiempo a esas buenas viejas rocas. En esta ocasión he estado en el noroeste de la península, lo que me ha permitido pisar los fundamentos de Iberia (en realidad no hace falta ir tan lejos para eso, pero un poco de efectismo nunca viene mal).

Podríamos decir que Iberia se divide en dos grandes partes: de una parte, el macizo Ibérico, que se cubre el oeste del territorio. Son los terrenos más antiguos, el basamento sobre el que se asienta el resto. De otra, la cobertera mesozoica, al este, que se apoya sobre la primera. La segunda la conocemos bien: la mayor parte de las aventuras descritas en este blog acontecen sobre estos terrenos, básicamente rocas sedimentarias depositadas en los márgenes del mar de Thetys y plegadas durante la orogenia alpina y los rellenos de las cuencas que se formaron durante y tras esta orogenia. Nos cuentan la historia de la ruptura de Pangea, la colisión entre África y Eurasia y la formación de los Pirineos, la cordillera Ibérica y las Béticas. Pero, ¿qué hay del resto?

El macizo Ibérico se extiende desde la costa del cantábrico hasta el valle del Guadalquivir, desde la costa atlántica de la península hasta, aproximadamente, el centro de la misma, si bien hacia el este está cubierto por los rellenos sedimentarios de las cuencas terciarias del Duero, Tajo y Ebro y sólo aflora en los núcleos de las cadenas montañosas. Cuenta con las rocas más antiguas de la península, en el Precámbrico de la cordillera Cantábrica se han datado rocas de más de 600 millones de años de antigüedad.

Ya sabemos que las rocas son las páginas de la historia de la Tierra pero entonces, ¿qué está escrito en las rocas del macizo ibérico? Nada menos que el registro de continentes y océanos ya desaparecidos y la formación de el último supercontinente: Pangea. El macizo ibérico es una amalgama de parte de aquellos continentes y océanos, que todavía pueden reconocerse en cada una de las zonas en que se divide: la zona Cantábrica, la zona Asturoccidental-Leonesa, la zona de Galicia-Tras os Montes, la zona Centroibérica, la zona de Ossa-Morena y la zona Sudportuguesa.

Principales unidades geológicas de Iberia. Fuente: Wikipedia. Autor PePeEfe. Tomada según las condiciones de la licencia.

El proceso de formación de Pangea se extendió a lo largo de un enorme periodo de tiempo mientras una tras otra las masas continentales, impulsadas por la tectónica de placas, colisionaban entre ellas dando lugar a una inmensa cordillera, estilo Himalaya, llamada orógeno Varisco. Por ser (algo) más precisos, entre el ordovícico (hace unos 465 Ma) y el Carbonífero (hace 340 Ma).

Posición aproximada de Iberia en el Ordovícico. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html

Posición aproximada de Iberia en el Carbonífero. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html

Bien. Como os he adelantado, esta semana he estado de viaje por el noroeste. Concretamente en las provincias de Orense, Lugo (por los pelos) y Zamora. Vamos, por la zona Centroibérica. Los materiales de esta zona son, litológicamente, muy uniformes: principalmente cuarcitas y también pizarras del Ordovícico que se depositaron como arenas y arcillas bajo el mar, sobre la plataforma continental de Gondwana, y que experimentaron metamorfismo al quedar atrapadas en la colisión continental ya descrita. En ese proceso las arcillas se transforman en pizarras, las arenas en cuarcitas y, además, las capas se deforman formando pliegues tan espectaculares como el que se puede ver en la sierra de O Caurel. Y cuando digo espectacular es espectacular, ya que aquí es posible apreciar de forma única las fuerzas que configuran la Tierra. El pliegue de Campodola-Leixazós ha sido declarado Monumento Natural por la Xunta de Galicia y forma parte de la relación de puntos de interés geológico mundial Global Geosites. A la altura del km 9 de la carretera LU-651 se ha establecido un mirador con material didáctico para interpretar la estructura. Y, sin más, las rocas.

Vista general del pliegue de Campodola desde el mirador geológico instalado en la carretera LU-651. Obsérvese el eje del pliegue, prácticamente subhorizontal. En la siguiente imagen la interpretación que se muestra en el panel del mirador.

Y aquí la interpretación, tal y como se muestra en el panel instalado en el mirador, en el que también se explica brevemente el contexto geológico:

Uno de los dos paneles instalados en el mirador. Se interpreta la estructura y se explica el contexto paleogeográfico de su formación.

En el mirador hay dos paneles. En el segundo se explica el origen de este tipo de estructuras, conocidas como pliegues recumbentes, término que designa, precisamente, a uno de los dominios en que se divide la zona Centroibérica.

El otro panel explica brevemente el proceso de formación de la estructura de la sierra de O Caurel

Si bien el contenido divulgativo sabe a poco, es una gran noticia que se haya habilitado un mirador con el único fin de evidenciar y permitir el disfrute de un lugar con un interés geológico tan singular.

Vista general del mirador. En primer término, la placa instalada con motivo de la declaración de Monumento Natural.

Las cuarcitas se conocen genéricamente con el nombre de Armóricanas, denominación adoptada del macizo armoricano francés. Armórica es el nombre que se ha dado al fragmento de continente desgajado de Gondwana en el Ordovícico que siguió a Avalonia en un viaje de ida y vuelta, dejando tras de sí un nuevo océano, el Reico, que desapareció, como el de Japeto, en la colisión entre Laurentia y Gondwana que dio origen a Pangea. ¡Qué evocadores son estos topónimos de geografías ya desaparecidas!

Desde este punto continuamos nuestro viaje hacia Zamora, destino Ricobayo, una pequeña localidad junto al río Esla. Allí podemos ver otra de las características de la zona Centroibérica: los plutones graníticos. Estas estructuras, expresiones del magmatismo asociado a la orogenia, afloran desde Galicia hasta el Sistema Central. Son la expresión, ahora en superficie tras el desmantelamiento de la impresionante cordillera Varisca, de los volcanes que existieron asociados a la misma. Pensemos, por ejemplo, en los actuales Andes. Se les asigna una edad Carbonífera. En el caso que nos ocupa, se trata de leucogranitos y granitos de dos micas procedentes del magma generado tras la fusión de la corteza.

Típico aspecto ruiniforme originado por la separación en bloques de la masa granítica. Orilla norte del embalse de Ricobayo.

El granito es una roca muy dura, pero esa rigidez es, a su manera, su debilidad: el proceso de exhumación que lo ha traído a la superficie ha eliminado el peso de la roca que lo recubría (y hablamos de 10-15 kilómetros). Sin la presión que lo confinaba, la masa granítica se ve sometida a distensión, un régimen que no va muy bien a las rocas, que soportan mejor la compresión que la tensión. Ello hace que el granito se rompa siguiendo familias de grietas conocidas como diaclasas, por las cuales circula el agua atacando los minerales más débiles, como los feldespatos. Éstos se alteran formando arcilla y el resto de minerales, básicamente cuarzo, se disgrega, formando las arenas silíceas poco maduras que se encuentran en el entorno de los batolitos.

Arena muy inmadura formada por cristales y de cuarzo, feldespato y mica y algunos fragmentos de roca no disgregados por completo.

Otra manifestación típica del relieve granítico es la existencia de piedras caballeras, grandes bloques redondeados que quedan en equilibrio sobre el nivel del terreno tras la alteración y erosión del resto de bloques que lo rodeaban. Estos bloques están delimitados, precisamente, por las diaclasas ya mencionadas.

Piedra caballera en el horizonte junto a Ricobayo.

Sin embargo, una de las cosas que más impresionan al llegar aquí, es el espectacular encajamiento del río Esla. El río ha excavado un profundo tajo que a la altura de la cerrada de la presa de Ricobayo ronda los 120 m. Se trata de los Arribes del Esla, accidente geográfico no exclusivo que hace referencia precisamente a los cañones formados por los ríos de la cuenca del Duero (incluyendo, naturalmente, al propio Duero, cuyos arribes son los más conocidos de todos). Precisamente el Esla desemboca en el Duero unos kilómetros más abajo de la presa.

Tajo excavado por el río Esla inmediatamente aguas abajo de la cerrada de la presa de Ricobayo.

Los ríos en los Arribes se han encajado en el proceso de desplomarse desde la altura de relleno de la cuenca del Duero, unos 900 m.s.n.m. tras ganar los ríos una salida al mar. Y es que durante la mayor parte de su historia el río Duero, como el resto de los ríos de la cuenca, no desembocaba en el mar, si no en una extensa región entre las montañas del norte y el sistema central. Aquí, en extensos lagos y zonas pantanosas, los ríos vertían sus aguas y los sedimentos que arrastraban hasta formar una llanura extensísima que constituye la superficie actual de la meseta.

Cantos rodados, principalmente de cuarcita, en el entorno de la presa de Ricobayo. 

Posteriormente, durante el Plioceno, Iberia ha basculado hacia el Oeste y se ha elevado. Los ríos han ganado una salida al mar tras ser capturados por corrientes que desde el Atlántico han incidido el borde del macizo ibérico (un proceso conocido como erosión remontante), hasta alcanzar los cursos de los ríos del interior. Ahí finalizó el relleno de la cuenca y comenzó la historia del Duero Atlántico. Así pues, los Arribes del Esla no sólo son espectaculares por la profundidad del encajamiento del río, sino por lo breve (geológicamente) del proceso mismo, probablemente del orden del último millón de años).

No obstante, para ver los materiales que constituyen el relleno de la cuenca no hay más que acercarse a la propia Zamora. Y es que en varios puntos de la ciudad, pero en ningún sitio como en las propias murallas, es posible ver las areniscas y conglomerados procedentes del desmantelamiento de los relieves originados en la orogenia alpina (origen de las montañas que rodean actualmente la cuenca del Duero). Y cómo afloran: sólo pude ver estas rocas de paso, pero me detuve para tomar, al menos, un testimonio fotográfico. Y es que son irresistiblemente atractivas.

Murallas de Zamora, apoyadas sobre un afloramiento de areniscas y conglomerados silicificados del Paleógeno.

Estamos viendo el relleno paleógeno de la cuenca, de carácter silíceo a consecuencia de la litología de los relieves circundantes: cuarcitas, granitos, etc. La ciudad se asienta sobre un conjunto tabular de areniscas y microconglomerados con niveles ferruginosos y silicificados que presentan estratificaciones cruzadas groseras y algunas intercalaciones de cuerpos canaliformes (impresión a priori, altamente especulativa por el poco tiempo disponible).

Otra sección de la muralla. Fijaos en lo bien que se integran en la roca que les sirve de base, ya que muy posiblemente la cantera de donde proceden los sillares estaba situada en un afloramiento de estas mismas rocas.

Un detalle de la base de la muralla.

Y hasta aquí el relato del viaje. Como siempre, las cenicientas de la geología tienen que salir corriendo antes de que den las doce. Aunque bueno, dicen que siempre hay que dejarse algo para volver…

Reconocimiento: Este artículo no habría sido posible sin la alta tolerancia de Andrés Núñez a la exposición a la geología, lo que me permite sugerir desvíos y paradas durante nuestros viajes laborales para echar un vistazo a esas buenas viejas rocas.

Andrés en el mirador de Campodola en el que, por cierto, hay una familia de grietas paralelas al talud que evidencian que hay riesgo de una rotura inminente del terraplén sobre el que se apoya

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El tránsito Triásico-Jurásico en la sierra de los Bosques (Valencia)

No es fácil encontrar buenas secciones donde estudiar el tránsito entre el Triásico y el Jurásico en la Ibérica valenciana. Hay dos razones básicas:

1. Los niveles plásticos del Keuper actúan como nivel de despegue en el contexto tectónico de piel fina de la cordillera ibérica.
2. La tectónica asociada al diapirismo en el contexto distensivo de la última fase de la evolución del Este de Iberia.

En ambos casos el contacto entre el Keuper plástico y el Lías carbonatado aparece, casi invariablemente, mecanizado, impidiendo la observación del tránsito continuo entre ambas series. Así ocurre, por ejemplo, en la Calderona. Y también en Cortes de Pallás y Cofrentes. Pero que no sea fácil no quiere decir que sea imposible.

He dedicado bastante tiempo entre el otoño e invierno pasados a recorrer la sierra de los Bosques, en el término municipal de Chiva. Especialmente el Barranco Grande y el Pico Hiervas (o Hierbas, el topónimo no parece totalmente definido). Y resulta que en la vertiente norte de esta sierra hay uno de estos interesantes afloramientos. Su singularidad (en el contexto geográfico ya mencionado anteriormente) fue puesta de manifiesto por los autores de la hoja 695 -Liria- del MAGNA. Podemos encontrar el tránsito Triásico-Jurásico expuesto a lo largo de varios kilómetros de la carretera CV-379, entre las localidades de Cheste y Gestalgar. Ya sabemos lo que estamos buscando: una sucesión en la que en la base aparece el Keuper evaporítico (podéis repasar las unidades del Keuper aquí), a continuación las dolomías tableadas de la formación Imón y, finalmente, las brechas de la formación Carniolas de Cortes de Tajuña.

Mapa geológico de la zona del afloramiento. Fuente: MAGNA-IGME

En la cartografía geológica vemos que el Keuper aflora en el núcleo de una estructura anticlinal de dirección aproximada NO-SE con el Jurásico dispuesto en los flancos. La delgada franja marcada como T_G2^d , de color rosa más oscuro, son las dolomías tableadas del muro del Keuper.

Así se ve el flanco norte del anticlinal desde el pico Hierbas (cruzando la imagen desde la esquina superior izquierda a la inferior derecha). Los terrenos cultivados de la izquierda constituyen el núcelo desmantelado de la estructura.

Por situarnos temporalmente, hemos viajado hacia atrás cerca de 200 millones de años, al Rhaetiense.

Escala cronoestratigráfica del tránsito Triásico-Jurásico. Fuente: Comisión estratigráfica internacional.

Veamos qué encontramos en el primer punto de observación elegido (marcado con el número 1 en el mapa anterior), en las inmediaciones del lugar conocido como Casas de Ventura. Una buena referencia es localizar el cruce del sendero Turia-Cabriel con la CV-379. Siguiendo el camino hacia el norte nos daremos de bruces con el afloramiento. De hecho, atravesamos la formación Imón al completo en las inmediaciones del km 11 de este sendero, señalizado con un hito.

Mapa topográfico de la zona estudiada. Fuente: IGN.

Hito kilométrico del sendero Turia- Cabriel 

Nada más bajar del coche y poner un pie en el suelo ya nos resulta evidente que estamos pisando el Keuper. Sin embargo, no aflora con claridad estando muy cubierto. El color predominante del terreno en el margen de la carretera es el rojo de los yesos y arcillas característicos de la unidad evaporítica superior y, de tanto en tanto, encontramos bloques de gran tamaño de yesos laminados de color blanco (un indicio del K5).

La estructura anticlinal desde el escarpe jurásico que forma el flanco norte del anticlinal. Al fondo, la sierra de Chiva

Bloque arcilloso-yesífero que, probablemente, procede del miembro K4 del Keuper

Bloque aislado de yesos grises con una pinta tremenda de provenir del K5, que sin embargo no aflora con claridad ni continuidad en la zona

En cuanto abandonamos la vaguada que constituye el fondo del valle (el núcleo del anticlinal) encontramos indicios que nos recuerdan a otros afloramientos como los ya mencionados de Cortes y Cofrentes: en particular, un nivel de carniolas terrosas de color azafrán. Si recordamos, estas carniolas aparecían en los otros casos estudiados en la transición entre los Yesos de Ayora (K5 del Keuper) y las dolomías de la Fm. Imón. Aquí, como ya he dicho, el K5 no es reconocible como tal aunque se intuye su presencia en los bloques aislados que se encuentran en los bancales.

Base de la formación Imón. El tránsito con el Keuper 'tradicional' tiene carácter detrítico-evaporítico y destaca por sus carniolas limonitizadas

Pronto no encontramos ante el escarpe formado por las Dolomías tableadas de Imón. Vemos que se trata de un paquete de unos 20 m de potencia formado por capas centimétricas de dolomías, a veces oquerosas, a veces con una cierta laminación, en la que es difícil distinguir estructuras más allá de algunos niveles de estratificación cruzada de tipo megarriples hacia la mitad de la sección. 

El escarpe de las dolomías oscuras de la formación Imón es una característica geomorfológica bastante notable

Pero vayamos poco a poco. La formación Imón aparece dividida en tres secciones: la inferior, poco definida en campo a consecuencia de su carácter deleznable, está formada por un conjunto de calizas nodulosas, arcillas, limos y las ya mencionadas carniolas de color azafrán con moldes de evaporitas. No se aprecian estructuras ni fósiles. Tiene una potencia de quizá 4-5 m y el aspecto es brechoide y versicolor, predominando los tonos ocres y rojizos.

Aspecto noduloso de la sección inferior de la Fm. Imón. Observad, además, el contenido en óxidos de hierro

En contacto neto sobre este conjunto aparece una sección media de dolomías que se presentan en capas con una tendencia estratocreciente hacia el techo del conjunto. Como estructuras encontramos laminaciones milimétricas, tanto planas como de ripples, en la base. Hacia el techo aparecen estratificaciones cruzadas y estructuras canaliformes. Intercaladas en toda la sección media hay lentejones de de carniolas y brechas, más frecuentes hacia la base. Da la impresión de que se produce en toda la sección un continuo cambio lateral de facies entre laminaciones paralelas, estructuras tractivas y niveles carniolares. Los niveles con laminación milimétrica son dolomicritas, mientras que los niveles con estratificación cruzada son doloarenitas. La laminación paralela aparece en combinación con estructuras en forma de domo que podrían tener un origen estromatolítico.

Dolomías oscuras de la sección intermedia de la Fm. Imón. 

Detalle de la alternancia entre los niveles con laminación milimétrica y carniolares en la sección intermedia

A techo de la sección superior aparecen laminaciones cruzadas y se pasa de dolomicritas a doloarenitas, evidenciando un incremento de energía en el medio

Detalle de un cuerpo canaliforme. Son evidentes la base erosiva, el techo plano y la laminación de ripples a techo 

En contacto entre la sección superior y la sección media es neto. Se produce un cambio litológico con una reducción del tamaño de grano. Ahora encontramos de nuevo dolomicritas en capas centimétricas con laminación paralela milimétrica. Se estructuran ciclos que hacia techo están limitados por superficies ferruginosas. También se observan capas rotas en las que algunos de los fragmentos flotan en una masa recristalizada. De hecho, hay evidencias de deformación y colapso que afectan a cada nivel de forma diferenciada (por ejemplo, con microfallas con salto centrimétrico que se limitan a una capa), quizá de forma temprana durante la diagénesis a causa de la disolución de niveles evaporíticos. En algunos lugares se puede ver que la brechificación no es constante a lo largo de una misma capa, sino que presenta un carácter compatible con un colapso local. En estos casos los clastos no se han desplazado demasiado, siendo posible reconstruir la capa original como si se tratase de un puzzle.

Tránsito entre la sección intermedia y la sección superior (arriba en la fotografía). En la sección superior vuelven las dolomicritas finamente laminadas

Lentejón brechificado embebido en capas con laminación. Se aprecian dos nivelillos rojizos hacia la base de la fotografía. Uno de ellos, bajo la cabeza del martillo, parece haber sido deformado de forma coherente con la brechificación

En la sección superior encontré la única evidencia de posibles fósiles en la forma de porosidad móldica, quizá de bivalvos (especulativo), moldes ahora rellenos de esparita.

Niveles de laminación paralela con porosidad móldica. Los moldes están rellenos de esparita

Los ciclos incluyen niveles con porosidad de moldes de evaporitas que aumentan de potencia hacia arriba, donde se produce el tránsito con la Fm. Carniolas de Cortes de Tajuña. El contacto es brusco y marcado por un nivel brechoide y lo que parece una superficie irregular, que podría ser erosiva (difícil de precisar porque el contacto no aflora con la claridad deseable y, además, estaba todo mojado y eso reducía el contraste) En el campo hay un salto muy marcado entre una unidad y otra: las Carniolas de Cortes de Tajuña son más deleznables y producen suelos mientras que las dolomías de la sección superior de la Fm. Imón no, lo que da lugar a una franja con vegetación de escaso porte.

Carniolas a techo de la sección superior

El tránsito entre la Fm. Imón (abajo) y la Fm. Tajuña (arriba) se produce, aproximadamente, a la altura de la cabeza del martillo. El contacto es neto y da paso a un nivel de brechas muy notable

Sobre el terreno el contacto entre ambas formaciones está marcado por el cambio en la vegetación, que tiene mayor porte sobre la Fm.Tajuña (a la derecha) gracias a que su carácter más deleznable favorece la formación de suelos

A partir de este punto, siguiendo la pista, atravesamos la unidad Carniolas de Cortes de Tajuña. Es una unidad bastante monótona y en algún punto de la base de esta formación se encuentra el muro del Jurásico. Se interpreta la Fm. Tajuña como el equivalente lateral de unidades evaporíticas como la Anhidrita de Carcelén o la Fm. Lécera, sólo que estas últimas sólo están presentes en el el subsuelo, donde las sales no han sido disueltas, mientras que en afloramientos en superficie aparecen las carniolas y brechas de Tajuña como resultado del colapso por disolución de las unidades evaporíticas originales.

Aspecto típico de las brechas de la Fm. Tajuña

Es muy interesante descubrir algunos clastos que muestran una laminación que revela bastante claramente su origen (quizá la sección superior de la Fm. Imón).

Un detalle de las brechas de la Fm.Tajuña. El clasto señalado por el dedo conserva la laminación fina original

A modo de cierre de la visita echemos un vistazo final al afloramiento. Aquí tenéis una panorámica del sendero que hemos recorrido, desde la ladera de enfrente.

Un vistazo hacia el sureste para repasar el recorrido realizado y apreciar la potencia de la fm. Imón en este afloramiento

Terminado el estudio del afloramiento podemos avanzar por la carretera en dirección a Gestalgar. Por el camino encontraremos de forma más definida el tránsito entre el Keuper y la Fm. Imón. De hecho en el margen de la carretera, al pie del escarpe, afloran claramente los yesos rojizos de la Fm. Arcillas yesíferas de Quesa (K4). En esta ocasión, ni rastro del K5.

El escarpe de la Fm. Imón destaca claramente sobre las Arcillas Yesíferas de Quesa (miembro K4 del Keuper)

Otro buen lugar para observar el tránsito continuo está en el barranco de los Cuchillos, cerca de la urbanización El Romeral. De hecho, junto al barranco existe una zona de escalada deportiva con vías equipadas sobre el escarpe de la Fm. Imón. Aquí se aprecia la unidad inferior versicolor que contienen niveles arcillosos y yesíferos rojizas y las carniolas azafrán sin rastro, de nuevo, de los yesos del K5.

Tránsito continuo entre el Keuper 'tradicional' y la Fm. Imón en las inmediaciones del Romeral. Fijaos, de nuevo, en las carniolas azafrán de la sección inferior

Por lo visto en el campo, parece que este afloramiento se ajusta bastante bien a la descripción de Arnal et al (2002) de la Fm. Imón en la cuenca Ibérica. Como precisión adicional, cabe comentar que el contacto superior con la Fm. Tajuña me dio la impresión de ser erosivo, como ya mencionaron estos autores (citando a San Román y Aurell (1992), a Aurell et al. (1992) y Campos et al. (1996) para el sector central de la Ibérica, con lo se podría extender esta observación al sector suribérico.

La formación Imón representa los depósitos de plataforma carbonatada asociados al pulso transgresivo que pone fin al Triásico en el Este de Iberia. El mar avanza sobre los depósitos evaporíticos del Keuper y los materiales que hemos visto representan los ambientes costeros someros de las orillas de ese océano (el Thetys). La unidad inferior de la Fm. Imón se interpreta, de esta manera, como depósitos de llanura costera, la unidad intermedia corresponde a los momentos de mayor profundidad y energía, con presencia de canales mareales y barras submarinas y, por último, el término superior como depósitos de sabkha. Aquí tenemos una reconstrucción paleogeográfica de la región durante el inicio del Lías. El afloramiento se ubica en el margen de la isla que constituye el macizo ibérico, en la costa de la plataforma que cierra el Thetys por el Este. Estas rocas son la evidencia de la continuación del proceso de rifting que acabará por romper Pangea, extendiendo el océano de Thetys hacia el Oeste (algo que se está repitiendo en este momento en el este de África).

Reconstrucción paleogeográfica de Iberia y el este del Thetys en el Jurásico inferior. La estrella marca el afloramiento estudiado en el artículo.  Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com.html

Con esto por fin hemos podido estudiar en detalle la formación Imón, que hasta ahora sólo hemos encontrado como retales muy tectonizados en Cortes y Cofrentes. Y también hemos desembarcado en el inicio del Jurásico, que en breve recorreremos de forma más sistemática.

Referencias:

[1] Mapa Geológico de España a escala 1:50.000. Hoja 695 –Líria- 1982.

[2] La plataforma carbonatada epeírica (formaciones Imón e Isábena) del Triásico superior del Noreste de la península ibérica. I. Arnal et al. Acta de geología hispánica, v. 37 (2002), nº 4, pp. 299-328.

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Ripples

Si sois de esos afortunados a los que por motivos familiares les toca ‘disfrutar’ de parte de sus vacaciones en esa franja de arena atiborrada de gente y bañada por letales rayos ultravioleta conocida como playa, tranquilos. Hay esperanza. En una playa hay mucha geología que ver. La semana pasada me acerqué a la playa de Valencia que tiene el apropiado nombre de Las Arenas. Era una tarde muy ventosa y el mar estaba muy picado. Por esta razón, además de la hora, ya poniéndose el sol, no había mucha gente. Al caminar por el paseo marítimo la intensidad del viento hacia la estancia un poco desagradable, así que no estuvimos mucho tiempo. Aunque sí el suficiente para poder admirar el resultado del viento como agente geológico: los ripples.

Hace tiempo ya hablamos de los ripples, utilizando un ejemplo formado en depósitos fluviales. Pero no sólo el agua forma ripples. Todos tenemos en la mente la imagen típica del desierto con dunas y las rizaduras superficiales que se forman en la arena. Pues bien, la playa estaba llena de ripples rectilíneos que se desarrollaban perpendicularmente a la dirección del viento, que soplaba tan fuerte que había logrado borrar las estructuras previas dejando un campo de ripples extensísimo.

Ripples transversales en la la playa de Las Arenas (Valencia)

Los ripples y las dunas son un producto del mismo proceso físico, aunque a distinta escala. También son una demostración de como puede surgir el orden en el universo a partir de un inicio no ordenado. Cuando el viento sopla arrastra los granos de arena y, en realidad, no tendría por qué construir ripples. Así sería de la arena formase una superficie absolutamente uniforme: los granos rodarían o saltarían y no surgiría estructura alguna. Pero basta una irregularidad para que el campo de velocidades del viento cambie, lo que modifica el transporte de la arena. Se inicia un proceso inestable de realimentación positiva en la que la irregularidad inicial tiene como resultado crear más irregularidad y esto, a su vez, modifica de nuevo el campo de velocidades y…bueno. Ya lo entendéis. El caso es que, de algún modo, se alcanza un punto de equilibrio donde la realimentación se convierte en negativa. Y entonces surge el orden. A fin de cuentas, cuando miramos la distribución de la arena estamos viendo la representación gráfica del campo de presiones y de su resultante, el campo de velocidades del viento. Eventualmente, conociendo la geometría del terreno es posible implementar las ecuaciones diferenciales (¡horror!) para resolver el sistema y visualizarlo en una pantalla de ordenador. Pero, hay que reconocerlo, en la playa mola más. Por ejemplo, fijaos en la siguiente imagen:

Ver la distribución de la arena es casi como ver la solución de un sistema de ecuaciones diferenciales en derivadas parciales, ¿no?

Lo que os decía. Es como ver el resultado de la resolución de un sistema de ecuaciones diferenciales en derivadas parciales. Estos sistemas tienen una solución general que se particulariza al aplicar las condiciones de contorno. Pues en este caso, las condiciones de contorno las impone el muro que separa la manga de la playa del paseo. Por un lado, el viento siempre ha de ser paralelo al muro (no puede atravesarlo), lo que modifica la orientación de los ripples. Por otra parte, tiene que cumplirse la condición de continuidad: la velocidad justo sobre el muro tiene que ser cero, por lo que decrece desde la zona de campo abierto hacia él (del mismo modo que la velocidad del agua en río es mayor en el centro del cauce). Al reducirse la velocidad del viento se pierde capacidad de transporte y, cuando ésta cae por debajo cierto umbral, ya no puede transportar la arena, que se acumula justamente en ese umbral. Se introduce así una discontinuidad en un proceso por lo demás, continuo. Fijaos, también, en la depresión que aparece en la zona superior central de la imagen:está justo en la bisectriz del ángulo formado por los muros. También se aprecia otra similar más cerca de la esquina, sobre la misma línea. Y ya  junto a la esquina un vórtice formado por el cambio de dirección del viento impide el escape de partículas ligeras (básicamente basura) que se acumula allí sin poder escapar. Lo ponemos comentado y descansamos mentalmente:

...pero si lo explico, mejor. Fiajos en el cambio de dirección del viento para adaptarse a las condiciones de contorno impuestas por el viento, al umbral a partir del cual el viento cambia de dirección, al umbral donde pierde capacidad de transporte y otras características más difíciles de explicar, como las depresiones que indican puntos donde la velocidad cae localizadamente

Los ripples migran y tuvimos ocasión de comprobarlo. Aquí un tren de ripples invade el paseo:

Esto ripples se acababan convirtiendo en ripples barjánides (con forma de croissant), que migraban tal y como lo hacen este tipo de dunas. Lo grabé en vídeo entre el alborozo de los jóvenes ayudantes de campo.

También nos es posible observar el fenómeno de la deflacción: el viento transporta las partículas por debajo de cierto tamaño, dejando atrás las más pesadas, que acaban formando un pavimento en el fondo de una depresión. También cómo la arena húmeda a causa del nivel freático, más cohesiva, impone un límite a la profundidad que se puede alcanzar por medio de la deflacción.

Las partículas que el viento no puede arrastrar acaban formando un pavimento. Fijaos también cómo la arena empapada de agua del freático es más cohesiva y no puede ser arrastrada, imponiendo un límite a la profundidad que la deflacción puede alcanzar. También fijaos en cómo la alineación de ripples de la esquina superior izquierda refleja el cambio de dirección del viento para 'doblar la esquina', migrando sobre la pasarela de madera.

También podemos ver la sombra eólica que producen los objetos, zonas de flujo turbulento producidas por el despegue de las líneas de campo. La depresión es sólo aparente: no es que se haya retirado arena, sino que no se ha depositado. La profundidad de la sombra nos da la medida de la cantidad de arena puesta en movimiento por el viento. También podemos ver como el viento ‘intuye’ la presencia de la farola, pues la sombra también se proyecta antes del objeto: es justo la zona donde se separan las líneas de campo para rodear el poste.

Sombra eólica proyectada por una farola

Y un detalle:

Delante de un objeto hay un punto a partir del cual las líneas de corriente se spearan para rodearlo. Es como si el viento 'anticipase' el objeto.

Así que si os toca pasar un tiempo en la playa, ya sabéis: al menos podéis observar como cambian los ripples según gira el viento. Con una cerveza en la mano, claro.

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Más sobre el incidente de Cortes de Pallás. Con la Iglesia hemos topado.

Lo confieso. Hoy es de esos días en que uno no puede esperar a llegar a casa para ponerse a escribir. La razón está en el artículo publicado hoy, 6 de julio, en el diario Levante bajo el encabezamiento ‘Deslizamiento de Cortes de Pallás’ y con el subtítulo:

‘Un experto analiza el desprendimiento rocoso sobre la carretera CV-428 hoy hace tres meses y cuando sigue el desescombro’.

Os recomiendo, si no lo habéis hecho ya, que leáis el artículo, obra de José Miguel Muñoz. Sobre todo porque me dispongo a comentarlo en detalle y tampoco es mi intención precondicionar la opinión de nadie.

Porque lo cierto es que cuando he visto este tuit me he lanzado a la carrera a leerlo, ansioso, como cualquiera de los afectados por el fallo catastrófico de la ladera de la Muela (tanto más cuanto no existe ningún informe público a pesar del tiempo transcurrido). Y no he podido más que sentirme defraudado. Y no sólo como afectado y vecino de Cortes, sino como investigador y observador de la geología de la zona.

Con la ilusión que me ha hecho ver este tuit. Si es que ya se dice. Hay que mantener las expectativas bajas...

En primer lugar me ha sorprendido la brevedad del texto. Y es que a mí mismo me llevo bastante más espacio (ya sé que soy muy rollero) describir el contexto geológico, los antecedentes y las posibles causas del suceso. Pero vamos, ni tanto ni tan poco. Esto en sí mismo no significa nada pero…Y, por cierto, podéis repasar mi artículo sobre el deslizamiento de ladera de Cortes en este enlace.

El siguiente indicio que me ha provocado cierta desazón está en el siguiente párrafo:

Extracto del artículo publicado por el diario Levante disponible aquí.

Bueno. No exactamente. De hecho, la base de la sección fallada se encuentra en el Cretácico inferior. Esta sección abarca un paquete rocoso que implica aparentemente tres formaciones litológicas. De muro a techo: la Fm. Aras de Alpuente, la Fm. Chera (un nivel guía regional) y la base de la Fm. Alatoz. La  primera pertenece al Cretácico Inferior y la dos última al Superior. El tránsito se produce, precisamente, en las margas de Chera, claramente reconocibles por su color verde muy distintivo. No nos es posible saber a qué nivel se produjo la rotura de la ladera, ya que está cubierta por los derrubios, pero sí sabemos que afecta principalmente a la Fm. Aras de Alpuente. De hecho, la carretera de Otonel transitaba precisamente aprovechando un nivel margoso más deleznable en el interior de esta formación y, además, en la carretera hay (o había) grandes bloques coronados por las margas limolíticas verdes de la unidad Chera. Vamos, no es el tipo de precisión que uno espera en un análisis experto, especialmente si se ha pisado el terreno.

La ladera fallada. Como se ve, la mayor parte de la sección afectada corresponde al Cretácico Inferior

La flecha señala el nivel de margas verdes de la Fm. Chera en la coronación de un bloque deslizado hasta la carretera de acceso a Cortes. Publicada en Las Provincias y disponible en el enlace siiguiente. Fuente: Jesús Montañana, Las Provincias. 

A continuación el autor repasa su experiencia interviniendo en eliminación y/o corrección de riesgos geológicos en la provincia de Valencia. Llega a afirmar que:

Extracto del artículo publicado por el diario Levante disponible aquí.

Los procesos gravitacionales son complejos y la terminología es importante, ya que las causas detrás de cada uno de ellos son distintas, como lo son los mecanismos. No es lo mismo una caída o desprendimiento de rocas que un deslizamiento de ladera que un flujo. En el texto se habla permanentemente de desprendimientos de roca. Yo, personalmente, opino que en este caso no nos encontramos ante un desprendimiento. No puedo confirmarlo porque no he podido acceder a la zona y no existe un informe oficial público, aunque me inclino, por ciertos indicios, que nos hallamos más bien ante un deslizamiento de ladera. No obstante, lo que en mi opinión es más criticable es la conclusión:

Extracto del artículo publicado por el diario Levante disponible aquí.

Es decir: se atribuye la causa del incidente exclusivamente a las precipitaciones registradas durante el mes anterior. En mi opinión hay, cuando menos, un error conceptual a lo que hay que añadir una media verdad:

• Cuando uno lee un análisis técnico de un experto (así se le llama) uno espera encontrar una enumeración de hechos de los que se extrae una conclusión. En ningún caso un argumento del estilo ‘así pues resulta lógico pensar’, y menos aún basándonos en incidentes ocurridos en otros lugares en una región con la diversidad litológica, geomorfológica y estructural como es la provincia de Valencia. Vamos, que si las 20 veces anteriores me ha salido cara, parece lógico pensar que la próxima vez que tire la moneda se repetirá otra vez este resultado. Esto no es cierto ni siquiera en un suceso eminentemente estocástico como el del ejemplo de la moneda, y menos aún en un caso que puede estudiarse analizando el terreno y los antecedentes.

• Hablando de antecedentes, en la zona los hay. Como ya indiqué en mi artículo anterior sobre el deslizamiento de Cortes  (perdón por la autocita) “El caso del deslizamiento de ladera que a punto estuvo de afectar a los órganos de la presa de Cortes II es especialmente interesante. En aquel entonces, las obras de construcción reactivaron un deslizamiento previo. Sólo una intervención rápida permitió salvar la infraestructura” Es decir, que el agua ha intervenido anteriormente, pero no como se indica. Y no sólo una vez. El llenado del embalse está, posiblemente, detrás de los deslizamientos producidos en Chirel y en las inmediaciones de El Naranjero (consultar las referencias en mi artículo original).

• Y ahora, al media verdad. Es cierto que el mecanismo descrito, la circulación de agua por las grietas y diaclasas presentes, el incremento de presión en la base de las mismas y la disolución de minerales (y la saturación de niveles margosos o arcillosos) ha intervenido probablemente. Pero no se dice que el hecho de que se hayan hecho voladuras, por ejemplo, puede haber aumentado la densidad de grietas, ampliando unas y generando otras y creando con ello nuevos caminos para la infiltración del agua meteórica.

Además, se ignoran otros procesos en marcha en la ladera antes del incidente, como atestiguan las grietas paralelas al talud de la carretera de Otonel.

A mí me resulta muy difícil señalar un único culpable o causa. Como ya escribí, un fenómeno de esta magnitud no tiene explicación sencilla y, en el contexto geológico, es posiblemente inevitable, a lo que se suma una intervención humana nada favorable. En esta misma dirección se expresaba el único informe sobre el suceso del que tengo noticia (aunque no está disponible para consulta, que yo sepa): el elaborado por Juan Carlos García, del IGME (Instituto Geológico y Minero de España).

Algunas conclusiones transcendieron y se publicaron en Las Provincias:

Extracto del artículo publicado por el diario Las Provincias disponible aquí.

No hace falta decir que estoy totalmente de acuerdo con el planteamiento y conclusiones del informe del IGME.

Volvamos al análisis del informe que nos ocupa. A continuación se pone de manifiesto la situación que ya me temía. La visión ingenieril de la resolución de un problema técnico con el desconocimiento de la imagen global detrás del mismo. Es decir, tratar los síntomas en lugar de las causas.

Extracto del artículo publicado por el diario Levante disponible aquí.

Se trata de la situación que se resumen en la cita: ‘cuando todo lo que tenga sea un martillo, todo lo que vea le parecerá un clavo’. Mucho me temo que las causas profundas, de naturaleza geológica y no ingenieril, seguirán actuando hasta causar un nuevo suceso (aunque no sé cuando, puede ser el año que viene o dentro de 50 o de 300). Ante esto poco se puede hacer, más que monitorizar la ladera y sus movimientos para predecir una nueva catástrofe antes de que ocurra.

Pero lo peor de todo es que este informe no tranquiliza las dudas que existen acerca de la solución adoptada, las prisas por implementarla y la inexistencia de un informe oficial. Porque existe un estudio previo, ¿no? ¿o se está ejecutando esta solución sin un estudio previo? Lamentablemente, es difícil no pensar que las actuaciones no se dirigen a  restablecer cuanto antes el acceso a Iberdrola a su infraestructura. Y es que Iberdrola es la principal y casi única interesada en que se mantenga el acceso actual. ¿Qué puede pensar alguien cuando el informe defiende de la siguiente manera, sin que nadie se lo pida ni venga a cuento, las bondades del aprovechamiento hidroéléctrico de la Muela? Excusatio non petita…

Extracto del artículo publicado por el diario Levante disponible aquí.

Por no hablar del argumento científico-técnico final que apela, ni más ni menos, ¡¡que al Papa de Roma!! Con la Iglesia hemos topado. Si Hutton levantara la cabeza...

En fin. No quiero que esto parezca algo personal, porque no lo es en absoluto. A mí me interesa que se dé una solución definitiva y segura para el acceso a Cortes, y para eso es imprescindible investigar de forma científica y rigurosa lo ocurrido, comunicarlo a la sociedad y aprender las lecciones de la geología.

Pero bueno, seguiremos esperando.

Por cierto, lo expresado en este artículo es mi opinión, y sólo la mía.

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