Geolodía15 : Ruta geológica por los Arribes del Duero

"Esta publicación participa en el XII Carnaval de Geología alojado por El neutrino"

El conocimiento del entorno cuando visitas la naturaleza, te hace situarte y comprender mucho más lo que estas visitando, si conoces o sabes interpretar como y porque se ha formado ese paisaje geológicamente, también puedes saber qué tipo de flora puede crecer en ese terreno, y a la vez sabes también porque existen tal tipo de fauna. Si miras el terreno más detalladamente, podremos distinguir fallas, tipos de minerales o fósiles.

Gracias a Geolodía, todos los años se celebra la fiesta de la geología, que entre colaboradores y coordinadores hacen posible divulgar la geología al público en general, para así poder entender y comprender el paisaje que visitamos.

Una de las muchas rutas que se han realizado este año, se encuentra la ruta de Los Arribes del Duero, la cual quiero reflejar en este artículo para promocionar y potenciar la importancia de estas iniciativas y en concreto esta ruta geológica que recomiendo a todo el mundo.

Al final del Devónico y durante el Carbonífero (aprox. 400 millones de años), se origina la formación de un gran supercontinente Pangea, al colisionar el gran continente de Gondwana al que se encuentra adosada la placa Ibérica, con otro supercontinente, Laurasia. Este choque genera una gran cordillera u Orógeno denominado Varisco o Hercínico y pliegan los materiales del fondo marino que existían entre ambos continente. Estos materiales emergen a cotas elevadas, de forma similar al choque entre la placa India y la placa Euroasiatica que genera el Orógeno del Himalaya. A medida que emerge el Orógeno Varisco, las cordilleras formadas por el plegamiento, se desmantelaron por la erosión de sus relieves entre el final del Pérmico y parte del Mesozoico, formándose penillanuras que sirvieron de zócalo rígido para la sedimentación mesozoica y cenozoica posterior. Los restos se han dividido en macizos independientes a causa de la fragmentación posterior de Pangea por la apertura del Atlántico, la formación del Mediterráneo y la Orogenia Alpina.

Al engrosamiento cortical del Orógeno Varisco sucede una larga etapa de extensión y adelgazamiento cortical, que propicia una nueva anatexia, esta vez Varisca, generándose un gran volumen de magma, en gran parte como consecuencia de fundir los gneis glandulares o antiguos granitos, dando lugar a los leucogranitos de dos micas que se extienden por gran parte del Domo del Tormes.

Parada 1

Comenzamos la ruta en Juzbado, que se encuentra ubicado sobre peñas y berrocales graníticos muy especiales.

Un proceso de colisión entre placas hace 308 millones de años, originaron unas tensiones y unas fuerzas antagónicas que hicieron que los granitos ubicados a una profundidad entre 10-15 Km ,se deformaron o milonitizados como si fuera plastilina como consecuencia de la cizalla pero sin llegar a la rotura , con lo que se conoce como deformación dúctil, con lo cual provocó que los minerales de color claro que componen estos granitos el cuarzo / feldespato ,se alargaran y estiraran, en cambio las dos clases de micas que están compuestos estas rocas graníticas; biotita y moscovita, se reagruparon dándole una forma muy clara de líneas oscuras.

La Cizalla Dúctil de Juzbado-Penalva do Castelo, tiene una longitud de más de 160 Km de longitud, cuyo testimonio geológico preservan múltiples afloramientos entre el municipio Tormesino de Juzbado y la localidad portuguesa de Penalva do Castelo.

En el mismo pueblo de Juzbado se encuentra el Museo de la Falla un museo geológico en torno a una zona de cizalla y los paisajes de la ribera del Tormes, muy recomendable visitar para comprender mejor la zona.

Desde Juzbado hasta la próxima parada PeñaGorda, si nos fijamos en dirección NO, veremos un conjunto de afloramientos de carácter filoniano que se originan cuando el magma se abre paso hacia la superficie a través de filones y se solidifica en su interior, en el que se pueden incluir diques con un proceso de cristalización fraccionada de los magmas residuales, cristalizando alrededor de los plutones y rocas circundantes(pegmatíticos) asociados a los leucogranitos (dos micas), pórfidos graníticos de dirección E-O y diques de cuarzo de dirección NNE-SSO, conocidos como <<sierros>>. El granito de estos filones tiene aspecto cremoso siendo su color rosáceo, esto es debido es que a través de estos filones el agua ha manado lavando el sílice del granito, dejando este aspecto cremoso, en muchos lugares a través de estas fisuras se suelen encontrar manantiales que a través de la roca ha sido el único lugar por donde el agua ha podido brotar.

Parada 2 PeñaGorda

Peña Gorda, como es conocida por los habitantes de la zona, es una mole de piedra de episenita, que se yergue al N.W. de la provincia de Salamanca, dentro del Parque Natural de las Arribes del Duero, cerca de Aldeadávila.

Hace más de 300 millones de años, la superficie de arrasamiento estaba por encima de la Peña, una erosión lenta, pero continúa, fue disgregando la masa rocosa granítica de alrededor. Ésta estaba muy fracturada, lo que hizo progresar la erosión por las fracturas. Con el paso del tiempo fue quedando aislado lo que es la Peña, convirtiéndose en un relieve residual.

Su carácter Dómico o de monte-isla tipo Inselberg se manifiesta por una elevación nítida de 41 metros de altura y 71 metros de diámetro, con paredes abruptas y culminación alomada, que se eleva sobre la llanura granítica circundante, incipientemente deprimida en la periferia del encajamiento fluvial arribeño. Su singularidad radica, sobre todo, en su color rosáceo. Constituye un contrapunto inesperado a la adustez de la penillanura, que impone , el sotobosque y sus discretos pastizales.

Origen del color rojo de La Peña

Desde un punto de vista petrológico, la Peña roja de PeñaGorda es una episionita, que es una roca formada por alteración hidrotermal de un granito solidificado. Los fluidos, a una temperatura entre 400 y 600ºC, pueden llegar a disolver el sílice del granito original (con cuarzo>20%), resultando una roca muy porosa con menos de un 5% de cuarzo (sienita). La disolución y transformación del cuarzo, plagioclasas calcita y biotita, da lugar a la formación de cloritas, albita, epidotas y, a veces, un nuevo cuarzo.

El proceso conlleva, además, un relleno de oxi-hidróxidos de hierro en los micro-huecos del feldespato potásico, lo que imprime a la episionita a su color rojo característico.

El granito original y estructuras asociadas

La exposición posterior a fenómenos meteorológicos hace que en la parte superior aparezca descamación de la roca, pilones y "tafonis", estructuras geológicas formadas por procesos erosivos y meteorización en las paredes inclinadas de la roca.

Los filones de cuarzo y la fracturación

A pesar de este intenso proceso de alteración se reconoce parcialmente la mineralogía del granito de dos micas; y sobre todo, se reconoce su textura ligeramente inequigranular porfídica, así como sus estructuras magmáticas formadas durante la evolución o diferenciación a temperaturas comprendidas entre 850 y 600ºC, como capas con biotita y orientación preferente de cristales por el flujo del propio magma. Mucho más evidentes son los diques de pegmatita (de grano muy grueso) y de aplitas (de grano muy fino), que son rocas formadas al separarse los fluidos que el magma tenía disueltos y que sobrepasa su solubilidad con la cristalización. Estas pegmatitas y aplitas se encuentran también episienitizadas, indicando que los fluidos de la episienitización no tuvieron que ver con la evolución del magma, sino con un proceso de infiltración a través de fracturas que acaeció millones de años después.

El relieve

La zona episienitizadas incluye diversas familias de filones de cuarzo, resultantes tanto de la episienitización como de actividades hidrotermales posteriores. El propio Inselberg contiene también fracturas y varias familias de diaclasas (roturas en la roca sin desplazamiento), que se desarrollan los ciclos Alpinos. . Gran parte de estas discontinuidades se localizan en los bordes del Inselberg.

Datación

Durante el encajamiento de la red fluvial se produce el relieve residual de PeñaGorda; su punto de altitud máxima es de 735 m y coincide con la de otros relieves residuales situados hacía el Este, sugiriendo que el arrasamiento previo, desarrollado durante el Plioceno-Pleistoceno, se habría estabilizado a esa altitud.

El modelado final

En realidad esta episionita no ha sido datada lo que pasa en otras zonas se ven rocas como esta que permiten datar la roca a partir de minerales que contienen elementos radioactivos. En el caso de Pino de oro, que era episionita con oro pues ahí hay un mineral que tiene básicamente Uranio y se ha datado con una edad de 275 millones de años. En el sistema central que hay ese mismo tipo de roca la edad es similar, parece ser que este proceso de episienitización suele ser el mismo en toda la zona del macizo ibérico. Actualmente se están realizando mejores dataciones y no se descarta, que sea alrededor de 300millones de años. Tampoco se descarta que tenga relación con la cizalla de Juzbado, es una estructura que permite una circulación de fluido de gran escala en esa zona, en el caso de Pino de oro, es una zona también de cizalla que se ha producido por circulación de fluidos y el proceso de episienitización, así que el dato de la edad que se ha hecho ha sido por extrapolación.

Conclusiones sobre la formación del inselberg

Los tafoni o huecos desarrollados sobre las paredes de La Peña constituyen la forma más representativa del modelado erosivo último, aunque probablemente su formación se iniciara por la interacción con el suelo.

Parada 3. El balcón del Fraile

• La roca episienítica en sí misma no es la causa ya que aflora también fuera del Inselberg.
• Las fracturas y diques, que delimitan, en gran parte, las paredes del Inselberg, pudieron haber "ralentizado" el proceso erosivo, al blindar el cuerpo residual episienítico

Esta siguiente parada presenta dos zonas de interés; la primera está junto a la central eléctrica situada enfrente del área recreativa, donde podemos a preciar diferentes sistemas de diaclasado, fracturas relacionadas con procesos compresivos y estructuras de descamación por descompresión.

Hace como 35 millones de años, se produce la Orogenia Alpina que es el choque de las placas ibéricas con el resto de Europa. En concreto, se formaron de oeste a este: Atlas, Rif, Cordilleras Béticas, Cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes Dináricos, Pindo, Montes Cárpatos, Montes Balcanes, Montes Tauro, Cáucaso, Montes Elburz, Zagros, Hindu Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya. , que ocurren con las rocas de hace 300millones de años que estaban ahí anteriormente, que corresponde con el granito de la cizalla que ya están solidificadas y ahora ha ocurrido una nueva Orogenia la Alpina.

Esta nueva respuesta puesto que este granito ya no es dúctil, la profundidad es menor y el granito ya está solidificado ocurren varias cosas, lo que ocurre es una respuesta frágil del granito, el granito siempre responde frágilmente con sistema de diaclasa, un diaclasa es una fractura de la roca sin movimiento de la roca, no hay movimiento simplemente se fractura. En la figura se puede ver fracturas, verticales, perpendiculares y otras fracturas subhorinzontales, esas fracturas son fracturas de descompresión cosa muy típicas, en principio tenemos el granito a 15 km bajo sedimentos, esto se va erosionando se va descomprimiendo y cuando se descomprime rompe. Esta descompresión subhorizontal se ve siempre en los granitos. Los granitos siempre tienen estos tres sistemas de diaclasa, puede haber más pero estos tres tipos siempre están, dos verticales octogonales entre sí y otro subhorizontal, eso produce una zona de degradación del granito cuando entra agua, se va erosionando, al final lo que tenemos es el paisaje de berrocal, de bolos, pero el origen es el mismo el agua va alterando y va erosionando el granito, por el sistema de diaclasa, y queda piedras caballeras, bolos, etc.

En el dibujo también se puede observar dos sistemas de respuesta frágil de la roca que es una falla, tenemos dos fallas, a veces las fallas no van solas sino que se conjugan, en esa falla lo que observamos es movimiento, con el movimiento la roca se tritura denominado cataclasita, que es una respuesta frágil de la roca.

El segundo punto de interés está localizado en el mirador del Fraile, donde podemos observar dos aspectos geomorfológicos notorios:

1.- En el mirador del fraile lo que encontramos prácticamente es morfología de tipo crestones, que es el granito muy poco erosionado a medida que la erosión va aumentando, que como hemos dicho anteriormente el granito se deforma a través de las grietas, por el agua, viento, etc empezamos a tener granito de forma más redondeado y pasa a llamarse Domos, si el Domo esta muy poco erosionado tiene forma de cúpula y se llama cupoliforme, también puede tener forma de campana y se llamaría campaniforme, a medida que se va alterando el granito, tenemos fragmentos de bloques meteorizados, sueltos pero que siguen conservando la morfología de Domo, estas morfología de Domo pero que ya están sueltos , con arena entre uno y otro recibe el nombre de Berrocal, es decir un Berrocal es un Domo degradado, la Pedriza en cambio es muy distinto al Berrocal, la Pedriza es un Berrocal pero más erosionado está ya muy degradado, la diferencia entre la Pedriza y el Berrocal es que la forma del Domo ya no aparece lo que aparece es el bloque unos encima de otro y la arena que en principio estaba entre los bloques se ha lavado, y queda en equilibrio algo inestable dando lugar a piedras
Caballeras, bloques que parecen que se van a caer. Cuando vemos que ya no hay ninguna forma de redondez, lo que se obtiene son bloques sueltos y dispersos por el paisaje y eso serían Tors o incluso Lanchares. El siguiente paso serían Navas que es la alteración finalizada, las Navas son depresiones que se ha transformado en arena de playa, esto sería en cuanto a la geomorfología.

2)El Duero no exístia hace 300 millones de años, los ríos del macizo desembocaba en el mar cantábrico, todos los ríos desemboca en el cantabrico, los sedimentos se depositan en el páramo de Valladolid, mientras en el norte se empieza a levantar el cantábrico y los pirineos , por el norte se introduce el golfo de Vizcaya y hace levantar toda la península, eso hace subir la cantábrica y cierre toda la cuenca haciendo una configuración endorreica (es como un lago), eso ocurre durante al Cretácico, los últimos territorios de esta sedimentación abierta al cantábrico pero ya empieza a cerrarse los agujeros creados y se van rellenando a medida que se va rellenando se uniformiza toda la superficie así que todo va al cantabrico en esta época es ya en en el neógeno, cuando todos los relieves empiezan a ser positivos, el Guadarrrama ya está elevado al sur, al este ya tenemos toda la ibérica, al norte la cantábrica y por el oeste la sierra de la culebra el sistema de los montes leoneses, la cuenca empieza a ser cerrada, si en una cuenca se van depositando todos los sedimentos ,esta cuenca se empieza a hundir y existen varios puntos donde se depositan estos sedimentos esos lugares se llama depocentro, que es el punto donde se depositan los sedimentos en la figura son los puntos verdes, en la cuenca del almazan, cuenca de la bureba. Que sucede en Portugal, viene un pequeño rio que comienza a excavar hacía el este y traspasa todo lo que son los cerros digamos que corta la sierra de la culebra se mete en el Duero y es cuando la cuenca bascula hacía el atlántico y tenemos abierta la cuenca del Duero hacía el atlántico, en la escala del tiempo estamos hablando sobre el Miogeno, al finales del mioceno cuando la cuenca hace el basculamiento hacía el atlántico, aprox 5.3 millones de años.

Parada 4. Mirador de Saucelle

En consecuencia, Las Arribes del Duero se forman en la etapa exorreica en la cual la red fluvial alcanza el nivel de base atlántico y comienza su encajamiento con el consiguiente desarrollo de todo un conjunto de procesos, de entre los cuales los erosivos van a ser los más importantes. Es especialmente notorio la diferencia de cota entre ambos niveles de base; se puede estimar una altura de cerca de 900m para la etapa endorreica al final del Mioceno (páramos de Valladolid) y 0 m sobre el nivel del mar para la tapa exorreica (actual nivel de base en Oporto). La incisión total en el basamento Varisco o Ibérico que limita occidentalmente a la cuenca del Duero (Arribes del Duero), es de unos 600-700 m con tasas de incisión de 2 o 3 mm/años. se calcula que aproximadamente en unos 600 000 años se hicieron los cañones de los Arribes del Duero. Ver figura

En esta parada se aprecia en el margen derecho del río Duero el sinclinal colgado de las cuarcitas ordovícicas, similar al que encontramos en los mismos materiales geológicos de la Peña de Francia. Se observan cambios de pendientes existentes en la ladera debido a las diferentes fases de coluviones y su descalce por el propio río. Los viñedos se ubican en las zonas de derrubios de menor pendiente cercanos al cauce fluvial.

Los viñedos en las Arribes del Duero, tanto en la vertiente española como en la vertiente portuguesa, podemos encontrarlos en suelos desarrollados en cualquiera de las litologías presentes en la zona. Sin embargo, existe una mayor concentración de viñedos en los suelos desarrollados sobre rocas metamórficas (pizarras, esquistos y gneiss) que en los desarrollados sobre rocas ígneas (granitos).

En general, los suelos desarrollados sobre todas las litologías dominantes en la zona van a ser suelos ácidos, pobres en carbonatos y contenidos muy escaso en materia órganica. Los suelos desarrollados sobre rocas graníticas desarrollan textura arenosa, su profundidad es variable, aunque generalmente inferior a 50cm, y con frecuentes afloramientos de la roca granítica. Estas características, junto a la pendiente, hacen que sean suelos que drenan bien. Los suelos desarrollados sobre ortogneises, al tratarse de rocas graníticas metamorfizadas, van a ser muy similares a los suelos desarrollados sobre rocas graníticas.

Parada 5. Mirador Penedo Durão

Los suelos desarrollados sobre esquistos y pizarras son de profundidad muy variable, generalmente algo mayor que los desarrollados sobre rocas graníticas, debido a que se meteorizan más fácilmente. Van a ser suelos muy micáceos, con fragmentos de roca planares y en los que predominan el tamaño arena. Esto hace que drenen bien, si bien la textura foliada y composición micácea hace que retengan mejor la humedad.

En esta parada reconoceremos estructuras orgánicas in situ denominadas Cruziana, que fueron realizadas por Trilobites al desplazarse sobre el interior de un fondo marino, poco profundo, arenoso y gélido, hace unos 480 millones de años, Penedo Durao, situado al Suroeste de Freixo de Espada à Cinta (Portugal) es un escarpe cuarcítico (originariamente eran arenas, que han sufrido un intenso metamorfismo que las ha transformado en cuarcitas), de unos doscientos metros de espesor que geológicamente pertenece a la formación Marao. De edad Ordovícico inferior (480 millonesde años). Por debajo de estos materiales y hasta el río Duero, los materiales antiguos que se ven ( de unos 300 metros de espesor) son más pizarrosos (limos y arcillas en origen, que han sufrido también un amplio metamorfismo), agrupados en la Formación Desejosa, datados como Cámbrico inferior, unos 520 millones de años. Así pues, el desnivel que existe entre la parte más alta de Penedo Durao y el río Duero, visible desde la Parada 4, es de unos 500 metros.

Otros materiales muchos más recientes, del Pleistoceno, se acumulan también formando variados depósitos de ladera. El contacto entre los materiales del Cámbrico Inferior y el Ordovícico Superior, forma una discordancia angular, ya que varían aprox 40 millones de años de registros y, además, los estratos del Cámbrico y del Ordovícico no son concordantes. Aunque en la zona de la parada no es visible, sí lo es a pocos Km al NE de Freixo, detrás de la estatua de la virgen maría, se observan pequeñas capas de cuarcita que alternan con otras de limonitas y pizarras, suavemente deformadas, que forman numerosos pliegues de pequeña escala, y entre las que pueden observarse varias Cruzianas que son las marcas (icnofósiles) de la actividad del desplazamiento y excavación que realizaron los Trilobites (artrópodos dominantes durante todo el Paleozoico, que se extinguieron al final del Pérmico, hace 252 m.a, en la extinción masiva más importante que ha afectado al planeta, que hizo desaparecer más del 90% de los organismos marinos y el 70% de los terrestres). Estas pistas, cuya morfología podemos imaginar si desplazamos dos dedos de la mano unido, por encima de arena, es de morfología bilobulada y suele presentar una estriación típica, que indica el sentido del desplazamiento del animal.

Fuentes: Sociedad geológica Geolodía Salamanca Ayuntamiento de Juzbado Museo de la Falla

En sedimentos de la misma edad en Salamanca (sierra de Francia), es muy común encontrar trozos de cuarcita con estas mismas pista, algunas de las cuales llegan a formar un auténtico museo al aire libre (como en el espectacular caso del pueblo de Monsagro, que visitó en el Geolodía-14). Desde el punto de vista paleontológico estas pistas adquieren mucho más valor cuando forman parte de los estratos, estando in situ, como se aprecia en esta parad, que que se puede observar y cuantificar la diversidad morfologías y tamaños, y establecer características de cómo eran los ambientes en donde vinieron los trilobites que las originaron. Es muy interesante tener en cuenta que hace 480 millones de años, la zona que se visita formaba parte de un ambiente marino poco profundo, con un fondo arenoso, en el Hemisferio Sur, muy cercano al Polo Sur.