Geoparque de la comarca de Molina - Alto Tajo

Geopaseo por el Parque Natural del Alto Tajo y el Geoparque de Molina - Alto Tajo.

Hoy estamos especialmente contentos de poder escribir unas líneas y enseñaros algunas de las muchas maravillas que nos esperan en la comarca Molina de Aragón - Alto Tajo, situada en la provincia de Guadalajara. En ella se concentran varios espacios protegidos como el Parque Natural del Alto Tajo, el Monumento Natural de la Sierra de Caldereros, el Geoparque de la Comarca de Molina de Aragón - Alto Tajo y varias ZEC (zona de especial conservación) y ZEPAS (zona de especial protección para aves).

Barranco de la Hoz desde el mirador.
Visita virtual del Barranco de la Hoz.

El protagonista principal de la zona es sin duda el río Tajo y sus afluyentes, río de aguas cristalinas y esmeraldas que ha ido erosionando y dando forma al paisaje.

Imagen de las aguas cristalinas del río Tajo.

El objetivo de nuestro geopaseo es la divulgación a grandes rasgos de algunas de las singularidades del patrimonio geológico del Geoparque. Si os animáis a visitarlo, sabed que existen once geo-rutas equipadas con paneles explicativos. En su web podréis informaros de los puntos de interés geológico, descargaros la guía turística y conocer a fondo la geología de la zona (www.geoparquemolina.es)

Iniciamos nuestro geopaseo por la ruta I del Parque Natural que recorre el Barranco de la Hoz y conecta con el puente de San Pedro. El Barranco de la Hoz es sin duda uno de los paisajes más peculiares del Geoparque. Nos encontramos en un cañón horadado en areniscas y conglomerados, datados en 250 millones de años, bañado en la actualidad por el río Gallo.

El Huso. Monolito en el Barranco de la Hoz.

Las arenas y las gravas que forman las paredes del barranco (facies Buntsandstein de sedimentos detríticos) fueron depositadas por antiguos ríos que erosionaron los relieves generados durante la orogenia Herciniana, a finales del Pérmico inicios del Triásico inferior. Posteriormente, la dinámica fluvial del río Gallo, se encargó de erosionar estas potencias y es la responsable de la geomorfología del barranco.

Caminando por el Barranco de la Hoz encontramos un monolito de arenisca, El Huso, famoso por recordar a esa pieza utilizada en los antiguos telares.

Paredes del Barranco de la Hoz vistas desde las escaleras al mirador.

El agua, que es el principal agente geológico de la zona, es capaz de esculpir caprichosas formas aprovechando los planos de debilidad de la estratificación. Los estratos de granulometría fina, como lo son los de arenisca, son fácilmente erosionados, a diferencia de los estratos formados por conglomerados, que se preservan gruesos y marcados.

Paredes de arenisca del Barranco de la Hoz.

En la ascensión por las escalinatas al mirador del Barranco, encontramos estratificación cruzada (nos informa de la dirección del flujo de la corriente) y restos de arena de zonas de orilla, en los que se conservan ripple marks, producidos por la acción del vaivén del agua.

Ripple marks en el camino hacia el mirador del Barranco.

En la carretera que conecta Cuevas Labradas con Corduente, encontramos una formación caliza plegada, formadas durante el Jurásico inferior. Se trata de los pliegues de Cuevas Labradas. Originalmente estas rocas sedimentarias químicas, se formaron en un mar tropical de hace unos 200 millones de años y posteriormente fueron plegadas y elevadas por fuerzas tectónicas.

Pliegues de Cuevas Labradas.

Sinclinal de Cuevas Labradas

Este entorno marino se evidencia en el yacimiento de la zona de Cuevas Labradas, en el que se encuentran fósiles marinos jurásicos, como los braquiópodos, belemnites, rinconellas y terebrátulas.

Tenemos que recordar que estamos en un Geoparque y es obligatorio que los visitantes tengan en cuenta que no se debe picar ni extraer fósiles. De esta manera ayudamos a preservar la zona y evitar los expolios del patrimonio geológico.

Pliegues de Cuevas Labradas.

Sin duda, nuestra fijación se centraba en la visita al estratotipo GSSP de Fuentelsaz. Para aquellos que no lo sepan, un estratotipo y punto de límite global (Global Boundary Stratotype Section and Point, abreviado GSSP), es una sección estratigráfica de referencia internacional y define el límite inferior de los distintos pisos de la escala cronoestratigráfica, determinados en el cambio de registro fósil. Pues bien en esta localidad de Fuentelsaz, la Comisión Estratigráfica Internacional ha reconocido mundialmente el estratotipo, ya que éste refleja un contexto global representativo. Veáse aquí la tabla de GSSP y la publicación para quien quiera indagar profundamente en los conocimientos paleoestratigraficos del estratotipo.

Panel indicativo del GSSP de Fuentelsaz.

Límite Jurásico inferior - Jurásico medio (Golden Point).

Nosotros preferimos explicar con nuestras palabras, las sensaciones que tuvimos al ir ascendiendo la montaña en busca del Golden Point, que volvemos a remarcar la importancia que tiene, ya que en España solamente hay cinco. Quisimos no informarnos previamente, para vivir la experiencia, por cierto muy recomendable, de reconocimiento de tantísima fauna preservada. Se trata del límite entre las edades Toarciense - Aaleniense, o lo que es lo mismo y más fácil de entender, es el punto donde se considera el cambio entre el Jurásico inferior y el Jurásico medio.

Ascendimos sobre una ladera no muy pronunciada, y en pocos metros empezamos a abrumarnos por la diversidad y cantidad de fósiles bentónicos. Empezamos observando pequeños braquiópodos, belemnites, cnidarios, briozoos, foraminíferos, ostrácodos y bivalvos de diferentes tamaños. Un poquito más arriba el registro cambió y empezaron a aparecer ammonites de medidas diferentes, algunos moldes externos y otros internos. Continuamos subiendo la ladera, vimos una zona de arena de playa y a partir de ahí desaparecieron los fósiles. 

Bivalvo de gran tamaño (preserva placas de calcita de la concha).

De esto sacamos la conclusión que ahí se encontraba el límite, ya que aunque continuábamos en una misma litología, estábamos ante una aglomeración de fauna que de repente desaparece. No íbamos desencaminados. Nos encontrábamos en el GSSP, ya que el límite del Jurásico inferior del medio, se establece a partir de la idea de que el mar pasa de ser somero a profundo; de aguas cálidas, a aguas más frías, donde la biodiversidad no es tan fácilmente preservada, en cuanto a que las corrientes de la columna de agua pueden dificultar su proceso de correcta sedimentación y fosilización. Este proceso de cambio de profundidad, se explica a partir de un suceso transgresión - regresión que se fue repitiendo a lo largo del mesozoico.

A continuación os mostramos algunos de los fósiles que fotografiamos antes de llegar al límite:

                                                     

Moldes externos de ammonites y bivalvos.

Molde interno y externo de ammonite de mediano tamaño.

Cambiamos de ruta y esta vez nos dirigimos hacia Checa, pero antes hacemos un salto en el camino para conocer Molina de Aragón, su historia y su maravilloso castillo. Hay que recalcar que en este lugar, un alemán mineralogista, Abraham Gottlob Werner, encontró un mineral de cristales romboédricos sencillos, que llamó Aragonito, que atribuyó erróneamente a Aragón.

Castillo de Molina de Aragón.

Nos dirijimos a Checa en busca de un yacimiento muy particular. Se trata de un registro planctónico de graptólitos (fósil actualmente extinto). Son unos organismos marinos de la era Paleozoica, datados aproximadamente en 430 millones de años. Se trata de unos animales coloniales de pequeño tamaño (parecen pequeñas sierras), que quedaron preservados en pizarras ordovícicas. Como es un yacimiento tan importante para la comunidad geológica internacional, la zona se encuentra perimetrada, para impedir la pérdida de piezas y proteger las futuras investigaciones.


 A pocos metros, encontramos una increíble sorpresa geológica. Se trata de un dropstone, que no es más que una roca de arenisca encajada en unas rocas pizarrosas. La guía turística del Geoparque nos informa del proceso que tuvo lugar aquí hace unos 440 millones de años . ¿Qué tendrá que ver una arenisca con un material metamórfico? (nos preguntamos). Pues esencialmente nada! pero resulta que el dropstone es un resquicio de lo que en un pasado aún más lejano, un glaciar arrastró e incorporó en su interior. Posteriormente este glaciar, pasó a ser un iceberg que fue fundiéndose y con la pérdida de volumen de hielo, dejó caer su contenido al fondo de ese mar. ¿No os parece alucinante? Os dejamos una imagen del dropstone, que también fue vallado para evitar su deterioro.

Dropstone de antiguo icerberg (masa de arenisca rojiza englobada en roca metamórfica muy exfoliada).

Dropstone de Checa.

Cambiamos de rumbo y nos dirigimos hacia la Sierra de Caldereros, para contemplar incontables monolitos y relieves de vertientes escarpadas.

Monolito de arenisca.

Nuestro nuevo objetivo nos lleva hacia el Castillo de Zafra, ya que somos unos fanáticos de la serie Juego de Tronos (en el que rodaron escenas de la VI temporada) (Frikis del mundo reuniros jeje) y no podemos pasar de largo sin pisar tal belleza. Se trata de un castillo medieval edificado aprovechando la geología como cimentación. Seguimos en la facies Buntsandstein del Triásico inferior, como se puede apreciar en las siguientes fotografías.

Castillo de Zafra.

Castillo de Zafra.

   
No podemos terminar esta entrada sin acordarnos de nuestro compañero Eugenio Sanz, vecino de Setiles, que aunque sea de una población fuera de los límites del Geoparque, nos informó de la relevancia de las minas de oligisto de su pueblo. Es por eso que hacemos hincapié en los numerosos yacimientos de minerales y la importancia de la minería de la zona. Por nombrar algunas, podemos citar las minas de hierro de Pobo de Dueñas y Setiles, las de cobre de la Sierra de Caldereros o las de bario de Aragoncillo (www.geoparquemolina.es).

Mina de hierro de Setiles.

Mina a cielo abierto en Setiles.

Zona de escombreras en la mina de Setiles.

Laguna de Los Majanos (recogida de agua de lluvia).

Laguna de Los Majanos.

Somos conscientes que no podemos abarcar ni divulgar todas las maravillas geológicas del Geoparque, puesto que no se trata de un estudio a fondo, sino de un geopaseo como el nombre de nuestro blog indica. Esta entrada  la hacemos desde la absoluta admiración de la zona, con ganas de volver a repetir la experiencia y con el mayor de los deseos de ayudar a conocer esta espectacular tierra, llena de castillos medievales, lagunas, pueblecitos entrañables y parámos que nos dejan ojipláticos. Muchas gracias Guadalajara!

Os dejamos una de las rutas que hicimos registradas por Endomondo del Barranco de la Hoz.

Geopaseo por el Barranco de la Hoz hecho con Endomondo.

De camino a La Morella (cima más alta del Garraf)

OBSERVACIÓN DE PAISAJE CÁRSTICO HACIA LA ASCENSIÓN A LA MORELLA

Iniciamos un nuevo geopaseo para empezar el Año Nuevo y lo hacemos en la Sierra Litoral y nuestro itinerario está relacionado con la anterior entrada, en el Parque del Garraf. 

Nuestro objetivo es realizar la ascensión a la cima más alta del macizo, La Morella (592 metros) (fotografía esférica de portalvista.com)  y en el camino nos encontraremos con gran cantidad de indicadores que nos muestran que estamos en un paisaje modelado por el agua, que a continuación detallaremos y explicaremos.

Vista del Parc de Garraf.

Nuestro camino empieza en el parking de la oficina de información, ya que es el sitio adecuado para poder dejar nuestro vehículo, tras haber recibido información y mapas por parte de La Pleta, en la carretera de Plana de Novella. Queremos mencionar que la organización del parque ofrece muchas actividades relacionadas con la naturaleza, enfocadas para todas las edades, como sesiones de avistamiento de aves, excursiones para descubrir el interior del macizo, trabajo de campo arqueológico para jóvenes, etc. 

Iniciamos la ruta por el GR-92 y en un tramo corto encontramos señalización de punto de interés geológico. La zona está repleta de gargantas y simas, por lo tanto los caminos están indicados y las cavidades están señalizadas para la tranquilidad de los senderistas. 

Para entender lo que ocurre aquí, podemos imaginarnos la zona como si de un queso gruyer se tratase: 

Ejemplo queso gruyer

Pisamos un macizo datado entre el  Jurásico superior - Cretácico inferior, formado por rocas carbonatadas, concretamente dolomías.  Una dolomía es una roca sedimentaria que difiere de una caliza en la composición química, ya que en la red cristalina de la dolomía, se añade un átomo de magnesio [roca formada por mineral dolomita CaMg(CO₃)₂].

Éstas son rocas muy solubles, por lo tanto el agua de escorrentía proviniente de agua de lluvia, tendrá facilidad de infiltración por sus poros. Las rocas carbonatadas son solubles porque el anión carbonato reacciona químicamente con el agua ligeramente ácida de la lluvia. Esta acidez del agua de lluvia se la da el CO₂ atmosférico disuelto, que reacciona con ella para formar ácido carbónico. Éste se disocia y forma el ión bicarbonato, acidificando el agua, que cuando reacciona con la caliza, consigue disolverla. 

Marcas de la erosión del agua de escorrentía.

                                     

Si queréis obtener una visión panorámica de la zona: Vista fotográfica del Rascler de Can Gras.

Sima.

Sima de L. Asensio.

Por lo tanto, nos encontramos ante una lixiviación de la roca por parte del agua de lluvia, agente geológico conocido como aguas superficiales o de escorrentía. Para entender lo que es la lixiviación podemos imaginar que el paso del agua al cabo de mucho tiempo, provoca el arrastre de minerales que contiene la roca; con lo que ese agua se enriquece a su paso de iones disueltos. Esta circulación produce agujeros, surcos, cavidades, huecos, dolinas; que con el paso del tiempo acaban transformándose en pozos, simas, galerías, etc., tras el colapso de los materiales. Si se forman cavidades irregulares, hablamos de cuevas, si son túneles, les llamamos galerías y si los conductos son verticales, pudiendo llegar a la superfície, les llamamos simas o gargantas.

Añadir leyenda

Algunas de las cavidades son más anchas en superfície, y son estudio de espeleólogos. Una sima interesante es la del Emili Sabaté, cavidad de 39 metros de profundidad y un recorrido de 134 metros según espeleoindex

Sima de Emili Sabaté

En la entrada se aprecian estalactitas, depósitos minerales formados a partir de la precipitación de las sales, que el agua de lluvia previamente lixivió al infiltrarse por las grietas de la roca del macizo. El goteo constante del agua infiltrada produce estas formas, llamadas también espeleotemas. Sus formas son parecidas a los carámbanos de hielo. La acumulación de arcillas de descalcificación, residuo que queda cuando es disuelto el carbonato, cuando precipita, lo puede hacer desde el techo en forma de estalactitas, o desde el suelo como estalagmitas. 

Cartografía de la sima Emili Sabaté proporcionada por www.madteam.net

Vista de la sima de Emili Sabaté desde el interior cedida por www.madteam.net

Ø

Aquí os dejamos el itinerario que realizamos por el macizo.

Ruta realizada con Endomondo.

Caminando por el triásico por el camino hacia el castillo de Eramprunyà.

OBSERVACIÓN GEOMORFOLÓGICA Y SEDIMENTOLÓGICA DE LA GEOZONA DE ERAMPRUNYÀ.

Hoy realizamos nuestro geopaseo por el Parque Natural del Garraf. Con la excusa de visitar los alrededores del castillo d'Eramprunyà, datado en el siglo XIII, iniciamos una pequeña observación de la geología aflorante en esta zona.

Panorámica de las areniscas modeladas por el viento con formas peculiares.

Antes de empezar, comentar que subiendo en coche por la carretera que va desde Gavá hacia Begues, nos fijamos que la geología no tiene nada que ver con lo que a continuación vamos a observar. En marcha apreciamos que se trata de rocas metamórficas y aproximadamente llegando a la zona del Brugués, se produce un cambio radical. Aquí es donde paramos el coche, e iniciamos nuestra marcha a pie.

Imagen del Castillo de Eramprunyà cedida por senderismeentren.cat/

Forma de calavera en arenisca del Bunt.

Muchos años pasando por esta carretera en autocar, dirección nuestro colegio situado en Begues. Por eso, esta entrada se la quiero dedicar a mis compañeros del Sant Lluís Bosch de Pla i Amell. Tantas curvas y tantas caras extrañas excavadas en las rocas... os la dedico amigos!!!

Vista de la zona.

Iniciamos el camino por el GR-92 y nada más empezar lo hacemos pisando un material rojizo (concretamente se trata de unos conglomerados). Anteriormente había dicho que subiendo por la carretera la geología nos había parecido metamórfica, y de golpe pisamos materiales sedimentarios detríticos. ¿Cómo explicamos lo que aquí ha ocurrido? Si nos vamos a la literatura, (M. Marzo, 1980) aclaramos que estamos ante una discordancia angular entre el paleozoico y triásico inferior. 

Toda esta geozona que visitamos, la podemos encuadrar bajo un paquete de la era mesozoica. Por la que acabamos de empezar a andar, (la base del "paquete" sería la más antigua), estaríamos ante las facies del Buntsandstein del triásico inferior, de aproximadamente 250 millones de años. Por lo tanto los conglomerados son más abundantes en la base y hacia el techo aumentan las lutitas, con lo que consideran como "unidad gradual y progresiva con tendencia granodecreciente".

Si subiéramos hasta Begues veríamos que las areniscas y conglomerados del Buntsandstein desaparecen por rocas carbonatadas del Muschelkalk. Con este detalle, introducimos que el triásico se caracteriza por unas facies determinadas que se repiten allí donde aflora. Las más antiguas correspondrían a los materiales detríticos del Buntsandstein, seguidos de carbonatos de Muschelkalk, materiales evaporíticos jurásicos del Keuper y finalmente dolomías jurásico-cretácicas.

En otra entrada de geopaseos mostraremos una zona más occidental del Parque Natural del Garraf donde estudiaremos las dolomías jurásicas. Pero antes os mostramos una mapa con la cartografía de la zona para poder entender los contactos que explicamos.

Mapa cartográfico (Marzo, 1986).

Los sedimentos del Butsandstein proceden de un medio fluvial. Las areniscas rojizas contienen granulometrías diversas (de finas a medias).Los clastos de este material detrítico proceden tanto de rocas de origen ígneo como metamórfico, según ADELL (1974), MARZO (1980) y PETTIJOHN et al. (1972) con clastos de cuarzo subangulosos a subredondeados.

Estos materiales posteriormente fueron afectados por procesos eólicos de erosión. En este caso se trata de abrasión eólica, donde el viento pule las superfícies de las rocas. El viento desprende los granos más finos de la roca y deja los de medida más gruesa (meteorización diferencial), produciéndose un modelaje pecualiar de ambiente continental eólico. 

Realiza formas características de erosión eólica como el taffoni, palabra que en geomorfología designa las cavidades redondeadas producidas por el viento, como se puede observar en el techo de la cueva de las siguientes fotografías. Estas cavidades pueden originar formas escultóricas.

Cueva con taffoni en el techo.

  

Apreciación del techo de la cueva

Detalle del taffoni.

Imagen del taffoni

 

Una pieza geológica, de origen eólico y característica para la visita de geoturistas, es el afloramiento en forma de puente, formado por conglomerados del Buntsandstein que encontramos en el GR-92 camino al castillo.

Puente de conglomerados del Buntsandstein.

También podemos fijarnos en marcas producidas por el agua que se mantienen como registro fósil y que nos informan de un cambio del aporte.

Marcas de agua de estrato aflorante.

Os dejamos la ruta que realizamos por esta zona para que podáis animaros a hacerla.

Georuta realizada con Endomondo.

Mapa topográfico de la zona realizado mediante IntaMaps.

Geopaseo por el macizo de Begur (Costa Brava).

OBSERVACIÓN GEOLÓGICA EN EL CAMINO DE RONDA DESDE PLAYA DE PALS HASTA PLAYA DE AIGUABLAVA (COSTA BRAVA)

Nuestra entrada de hoy se la dedicamos a un geótopo de gran relevancia en la historia de la geología de Cataluña, ya que se trata de un registro representativo de sus rocas más antiguas. El geopaseo de hoy nos muestra el paleozoico catalán y un reflejo de la tectónica y deformación que se produjo al final de esa era, durante la orogenia herciniana, manifestada por la presencia de cabalgamientos y pliegues.

Camino de ronda hacia Sa Tuna.

Hemos realizado en diferentes jornadas, los tramos del camino de ronda de Begur, iniciando el recorrido en la playa de Pals, pasando por playa El Racó, playa l'Illa Roja, Sa Riera, Aiguafreda, Sa Tuna, Fornells, playa Fonda, playa Fornells y playa Aiguablava.

Camino de ronda.

Playa Illa Roja (entre playa El Racó y playa Sa Riera).

Este geótopo se encuentra en una zona antrópica, cosa que amenaza a nuestro recurso didáctico a desaparecer, debido a zonas de explotación de pedreras e incluso por las causas de la zona urbanizada.Y es una real pena, porque se trata de una zona no estudiada estratigráficamente, ni publicada, por lo tanto, esperemos que la entrada de este humilde blog, sirva para que en el futuro algún geológo neófito se anime a realizar el estudio en profundidad.   

Playa de Pals con vistas de las Illas Medes al fondo.

Iniciamos el geopaseo en la playa de Pals y empezamos el camino de ronda en la playa El Racó.

Playa del Racó - Playa de Pals.

Materiales rojizos discordantes sobre mármoles verticales paleozoicos.

El macizo se extiende desde la playa de Pals en el norte, limitado por sedimentos paleógenos discordantes al zócalo paleozoico; hasta Fornells en el sur, limitado por un batólito (plutón granítico atravesado por filones de rocas magmáticas lamprófidas).

Tal y como se aprecia en la fotografía, los materiales rojizos continentales están en contacto discordante angular, sobre rocas metamórficas (mármoles de una antigua caliza del cambriano inferior según http://mediambient.gencat.cat/). Esto significa muchísimo!! Atención: estamos ante un contacto de una roca que posiblemente esté datada en unos 500 millones de años (masa blanquecina de roca, referente al mármol paleozoico) con unos sedimentos rojizos paleógenos del eoceno datados en aproximadamente unos 50 millones de años. Los estratos aquí no guardan una simetría razonable, por lo tanto, eso quiere decir que algo falla. El pasado no se nos está mostrando tal y como fue y aquí ha ocurrido algo que nos muestra una pérdida de registro importante. Los estratos rojizos guardan la subhorizontalidad, en cambio los mármoles son subverticales.

Siguiendo el camino hacia Sa Riera, lo hacemos por encima de areniscas paleógenas repletas de fósiles marinos, en las que se pueden distinguir diferentes niveles de bioacumulaciones.

Areniscas rojizas.

Estrato de gran acumulación de valvas de ostreidos y pectínidos.

Estrato de gran acumulación de erizos de mar.

Esto implica por un lado, que las deposiciones de estos organismos tuvieron lugar ante episodios de gran turbulencia (como la que puede generar el oleaje en momento de tempestad). Esto lo suponemos por el nivel de fragmentación de las conchas y por el desorden.

En la fotografía se aprecian restos fósiles de erizos de mar. Los equinoideos son unos animales que rara vez se encuentran completos, sino que lo habitual es hallar trozos de caparazón y sus púas, ya que al ser tan frágiles, cuando el animal muere, se desprenden fácilmente.

Nivel de acumulación de foraminíferos.

En la imagen tenemos un bioestrato en el que abundan foraminíferos, que pertenecen al reino de los seres vivos llamados protoctistas.

El macizo de Begur está formado por unas secuencias paleozoicas muy peculiares, representadas por pizarras y filitas cambrianas con carbonatos marmolizados intercalados. Lo pecualiar de la estratigrafía es la muestra de pliegues con una morfología excepcional, llamada kink.

Diferentes grosores de bandeados kink en mármol paleozoico.

Pliegues en acordeón o Chevron.

Estos pliegues afectan a los mármoles bandeados y se produjeron en condiciones frágiles y dúctiles, creando unas morfologías asimétricas. Los flancos cortos sombrean unas bandas características, que son las famosas bandas kink, que presentan charnelas angulosas en los mármoles, (cosa no habitual, ya que de manera general, son más frecuentes en filitas que en mármoles).

Nos separamos momentáneamente del camino de ronda para visitar el castillo de la población de Begur. Éste está construido aprovechando las rocas metamórficas paleozoicos como cimentación principal.

Castillo de Begur: cimentado en mármoles paleozoicos.

En la ascensión al castillo, se pueden apreciar espectaculares pliegues tanto en las filitas o pizarras y grandes potencias de mármol intercalado.

Pliegue de la ascensión al castillo.

Imagen de http://platea.pntic.mec.es/

Pliegue producido durante la orogenia herciniana, hace unos 300 ma.

Pliegue con charnela apretada y flancos laxos.

Mármol intercalado.

Potencia de mármol.

Continuando nuestro geopaseo por el camino de ronda, nos dirigimos hacia el sur en busca de lo que a mi, en particular, más me ha llamado la atención de todos los años que llevo como geóloga. Se trata de un espectáculo abrumador e imponente de la naturaleza que ante tantos ojos queda escondido. Imaginemos que nos encontramos en el Carbonífero, hace a penas 288 millones de años. En este período, justo en esta zona se produjo el ascenso de una masa magmática que se produjo a partir de grietas y de manera lenta fue enfriándose. Hoy día, esa masa llamada también batólito o plutón granítico, aflora en superfície. Podemos ver que se trata de un granito de color claro (de ahí el nombre de leucogranito, ya que se trata de una roca ígnea en la que abundan los minerales poco densos como por ejemplo el cuarzo).

Al acercanos por el camino de ronda hacia Fornells, que es aproximada la zona donde se produce el contacto de la roca intrusiva con la metamórfica, empezamos a ver que ese granito tiene algo peculiar, tal y como se puede apreciar en las siguientes fotografías.

Vistas del granito del camino de ronda hacia playa de Aiguablava.

Se diferencia el color rosado del granito (color debido a la meteorización en superfície de la roca), de una serie de bandas oscuras, algunas horizontales  y algunas verticales.

Los filones oscuros son rocas intrusivas conocidas como lamprófidos o rocas filonianas hipoabisales, que se infiltran en el granito a partir de grietas. Si estos son verticales, se llaman diques, y si son horizontales sills. Para ayudarnos a entender la datación de los materiales, entendemos que todo lo que corta a otro material, lógicamente es más moderno, por lo tanto deducimos que los lamprófidos son de edades más recientes que el granito.

Dique lamprófido en granito.

Sill lamprófido en granito erosionado por diaclasas.

En la zona del parador de la playa de Aiguablava encontramos una masa granítica espectacular afectada por sills y por diques. Por esa razón, es una parada indispensable en el estudio de la petrología ígnia de muchas facultades de geología. El acceso está cerrado por seguridad, ya que el terreno es peligroso, debido a desprendimientos de bloques junto al acantilado. No es recomendable el paso, pero para realizar el muestreo y poderlo fotografiar, tuvimos que hacer caso omiso a las señales de prohibido el paso.

Vista de dique subvertical.

En esta fotografía podemos disfrutar de un cruce entre un dique y un sill. 

Cruce de dique y sill 

Sill lamprófido con vistas a la bahía de Aiguablava.

Cruz de lamprófidos en leucogranito.

Los diques subverticales son más antiguos (aproximadamente datan del Pérmico de hace unos 253 millones de años), en cambio los sills son más modernos (de unos 85 millones de años).

Apreciación del sistema de diaclasas.

Fisura repleta de aplita.

Sill con sombra de escala humana.

Detalle de la textura porfirítica y fenocristales ferromagnésicos.

La composición  y mineralogía del sill y del dique son diferentes. Podemos apreciar diferentes texturas y diferentes porcentajes de cristales entre ambos. Esto nos informa a priori, que se trata de dos intrusiones alejadas en el tiempo y en la composición magmática.

Detalle de la textura del dique.

Apreciación de la potencia del sill.

Vista del sill.

Vista del corte del dique en superfície.



Mapa topográfico de la zona estudiada realizado con Instamaps.

Geopaseo referenciado mediante Endomondo.