HISTORIA DE LOS PIRINEOS: LEYENDA VS CIENCIA

La cordillera de los Pirineos, situada al NE de la Península Ibérica, ha sido y sigue siendo un área muy estudiada en todas las ramas de la geología. De dirección E-O, separa Iberia del resto de Europa y se puede dividir en tres secciones: occidental, central y oriental (Fig. 1).

Situación geográfica Pirineos

Fig. 1. Mapa que muestra la situación geográfica de los Pirineos y las eras geológicas. https://es.wikipedia.org/wiki/Pirineos.

La zona occidental, se extiende desde el océano Atlántico (golfo de Vizcaya) hasta el paso de Somport (1.640 m) y se integra con la cordillera Cantábrica que se extiende por el norte de España. Se trata de la parte menos elevada de la cadena, con altitudes comprendidas entre los 915 y los 1.220 metros. Los Pirineos centrales se extienden hasta el col de la Perche y albergan los picos y macizos más elevados del sistema, como el pico de Aneto (3.404 m), la cumbre más elevada de la cadena, Posets  (3.375 m), el Monte Perdido (3.355 m) o la Maladeta (3.308 m). La zona oriental, se prolonga hasta orillas del Mediterráneo (cabo de Creus), y se alzan entre los 2.135 y los 2.745 m de altitud.

La longitud de esta cadena rectilínea, es superior a los 400 Km y tiene una anchura que va desde los 80 Km hasta los 150 Km, en su parte central. Hay que resaltar, que en esta cordillera, hay más de 200 cumbres que superan los 3.000 m de altura.  Los picos más altos se encuentran en la zona central y son: Aneto (3.404 m), Posets (3.375 m) y Monte Perdido (3.355 m).

En la estructura de la cordillera se distingue el pirineo axial (central) que es el núcleo fundamental de la cordillera y supone un eje directriz de la misma, se extiende longitudinalmente por una banda de materiales paleozoicos, restos de un antiguo macizo herciniano desaparecido, constituído por pizarras silúricas y carboníferas, calizas devónicas y granitos hercinianos. Así mismo, también hay importantes áreas de metamorfismo (gneis y migmatitas).

El segundo elemento constitutivo es el prepirineo, que se encuentra dispuesto paralelamente al N y al S de la zona axial, se encuentra constituído principalmente por sedimentos calcáreos (margas, calizas y pudingas), formado por varias líneas de sierras de estructura geológica más moderna. Sus cumbres rebasan con frecuencia los 2000 metros de altitud.

En su parte sur, el tercer elemento a destacar son las sierras interiores y exteriores (sierra de Guara, sierra de Leyre y sierra de Loarte) en la que figuran las cumbres de Leyre (1371 m), Loarre (1864 m), pico de Guara (2077 m) y Montsec (1693 m) que se encuentran separadas por una depresión longitudinal, denominada Depresión Media Prepirenaica. (cuenca de Pamplona, la canal de Berdún y la cuenca de Tremp). Las montañas y valles de esta zona se caracterizan por tener unas altitudes menores que las del sector central, siendo pocos los picos del prepirineo que superan los 2000 metros de altitud.

La formación de los Pirineos, se inicia con la colisión de las placas ibérica y europea. Hace más de 100 m.a. la placa ibérica se separaba de la europea y el mar ocupaba el espacio entre ellas. Posteriormente, el sentido de movimiento se invirtió y las placas se fueron acercando hasta llegar a la colisión. El resultado de este choque entre placas es la cordillera de montañas de los Pirineos. Esta fase de colisión se la denomina orogénesis alpina, ya que al mismo tiempo, colisionaban otras placas dando lugar a otras cordilleras como los Alpes.

A grandes rasgos, podemos decir que los Pirineos tienen dos historias: la primera, la más antigua, ocurre durante la era del Paleozoico (entre 560 y 250 m.a.), y la segunda desde los 250 m.a. hasta la actualidad (eras Mesozoico y Cenozoico) (Fig. 2).

Tabla Cronoestratigráfica Internacional

Fig. 2. Tabla Cronoestratigráfica Internacional modificada que muestra las dos oregenias (Hercínica y Alpina) que dieron lugar a la formación de la Cordillera Pirenaica (www.stratigraphy.org).

Durante el Paleozoico, el mar ocupaba las zonas que actualmente están emergidas y se depositaban miles de metros de sedimentos. Hace 350 m.a., las placas tectónicas tenían una forma y posición muy diferente de la actual, pero la colisión entre ellas originó la orogénesis Herciniana, dando lugar a cordilleras de montañas. Los esfuerzos tectónicos plegaron y deformaron las rocas a grandes profundidades de la corteza terrestre. Cuanto mayor es la profundidad, la presión y la temperatura aumenta. En estas condiciones las rocas sedimentarias se transforman en rocas metamórficas. Cuando la orogénesis finalizó, la cordillera se colapsó, se formaron grandes fallas normales y grandes masas de rocas ígneas (batolitos) ascendieron por la corteza cortando las rocas anteriores. Las altas temperaturas de estos magmas afectaron a las rocas cercanas dando lugar a un metamorfismo de contacto, que transformó a los minerales de las rocas dando lugar a rocas diferentes.

A finales del Paleozoico, entre el colapso de la cordillera y la acción de la erosión, el resultado fue una superficie erosiva plana. Sobre esta superficie y durante el Mesozoico (a partir de los 250 m.a.) se depositaron sedimentos nuevos. Los sedimentos nuevos se denominan cobertera y los antiguos zócalo. Se formaron cuencas sedimentarias (algunas en fosas tectónicas) que pueden ser marinas o continentales. A finales del Mesozoico (unos 75 m.a.) la placa ibérica empezó a colisionar contra la placa europea. Es el inicio de otra orogénesis: la alpina, que durará hasta hace 20 m.a. Esta colisión deformó la corteza, afectando tanto a las rocas de la cobertera como del zócalo. Durante la colisión se produjo una subducción de la placa ibérica por debajo de la placa europea. Los esfuerzos tectónicos de compresión originan pliegues de las rocas y cabalgamientos que dan lugar a los mantos de corrimiento que permiten apilar grandes unidades rocosas generando la cordillera. El resultado son los relieves de los Pirineos (Teixell et al., 2004) (Fig. 3).

Historia Pirineos

FIG. 3. Tabla gráfica que muestra la formación de la cordillera Pirenaica.

Hay que tener en cuenta que, simultáneamente al levantamiento orogénico, los agentes exteriores van erosionando lenta e inexorablemente las montañas y sus fragmentos son transportados por ríos y depositados en las cuencas sedimentarias, que se han formado a ambos lados de la cordillera (cuenca del Ebro al sur y cuenca de Aquitania al norte). La erosión de los relieves y el levantamiento isostático permiten aflorar, en la zona interna de los Pirineos, las rocas más antiguas (Paleozoico).

Apenas hace un millón de años hasta hace unos 40.000 años se han sucedido una serie de cambios climáticos importantes, con descensos tan acusados de la temperatura que originaron varias glaciaciones que afectaron a toda Europa, incluso los Pirineos. La presencia de glaciares modeló los Pirineos con sus formas características y, al fundirse el hielo, han quedado las morfologías típicas glaciares que podemos observar hoy en día.

LA LEYENDA DE PIRENE

Pirene y Hércules

Hércules entre las llamas amasando el túmulo de Pyrene. Néstor Martín (1887-1938). Las Palmas de Gran Canaria, Museo Néstor.

Existen varias leyendas que explican los orígenes de los Pirineos. Una de ellas es la que cuenta la historia trágica de Pirene. Según esta leyenda, el héroe griego Hércules se enamoró de Pirene (una de las Pléyades), hija del dios Atlas. Pero debido a la enemistad entre Hércules y su padre, Pirene le rechazó. Hércules se enfadó tanto que con un hacha dividió España de África e inundó con el mar Mediterráneo la Atlántida, donde vivían Atlas y Pirene. Pero ella consiguió huir y se escondió al norte de la península Ibérica.

Pirene, temiendo que Hércules la encontraría, prefirió morir e incendió todos los bosques. Lloró tanto que se dice que sus lágrimas crearon los lagos. Hércules, que la estaba buscando por todo el mundo, vio la gran columna de humo y se dirigió hacia allí. Cuando Hércules la encontró, vio que Pirene estaba muerta y sonriente pues había conseguido burlar al famoso Hércules.

Este, lleno de tristeza la enterró. Para ello empezó a apilar grandes rocas hasta formar una gran cordillera que denominó Pirineos en recuerdo a Pirene.

A veces, las leyendas y la ciencia no están reñidas. Como acabamos de ver, ambas teorías coinciden en que esta cordillera es el resultado del apilamiento de rocas. La diferencia es que, para la leyenda, quien apiló las rocas fue Hércules, y en la realidad han sido las fuerzas “hercúleas” de la tectónica y con un período de tiempo sensiblemente más largo.

El origen de la palabra Pirineos tiene diferentes teorías, uno de ellos, deriva de un topónimo ancestral, haciendo uso de las raíces lingüísticas ibero euskéricas.

Pirineos – Pirene os – Irene os – Ilene os.

Viene a significar Montes de la Luna. Ilene viene a ser Luna. En este punto, y a modo de sugerencia, no debe dejarnos de llamar la atención la conexión existente entre el término íbero-vasco ilene y el nombre de elena o irene (Enciclopedia Libre Universal en Español).

La tradición clásica atribuye el nombre de Pirineos a la ninfa Pyrene y al incendio (en griego, pyros que es “fuego”) de los montes.

BIBLIOGRAFÍA

Enciclopedia Libre Universal en Español

https://es.wikipedia.org/wiki/Pirineos

Néstor Martín (1887-1938). Las Palmas de Gran Canaria, Museo Néstor

Tabla Cronoestratigráfica Internacional.  (www.stratigraphy.org)

Teixell et al. (2004). La estructura tectónica alpina de la cordillera Pirenaica. Geología de España. SGE y IGME: 320-331

 

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BARAYO: UM LAR ESTUARINO

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A definação mais aceitada da palavra estuário é a que propós Pritchard em 1967: “um estuário é uma massa de água costeira semi-fechada que têm conexão livre com o mar e no qual a água marinha está parcialmente diluida com a água doce que vêm da drenagem continental”. Em 1997, Ibáñez et al., ofereceram uma definição mais ampla a esta palavra, reunindo desta forma, aos estuários micromareais: “um estuário é um sistema fluvio-marinho submetido à influência das mareias e caraterizado por uma entrada e mixtura de água marinha e continental que são variáveis no espaço e no tempo”. Segundo esta definição prossegue-se com a descrição típica das partes dum estuário seguindo um gradente de influência marinha (Ibañez et al., 2009) (Fig.1).

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FIGURA 1. Esquema geral dum estuário segundo a influência marinha (Ibañez et al., 1997).

-Uma zona distal (boca). Livre circulação das águas continentais e marinhas, dominadas pelo marulho e as marés que levam o sedimento mais fino águas para cima. Corresponde-se com a zona inframareal (estuário baixo).

-Uma zona central. É onde se depositam os sedimentos mais finos e onde há um equilíbrio entre as águas fluviais e marinhas. Esta área corresponde-se com a zona intermareal (estuário meio).

Uma zona proximal (cabeça). Sedimentação de material grosso e transporte águas abaixo do material mais fino. Corresponde-se com a zona supramareal (estuário alto). Esta zona pode ter alguma influência mareal, mas é escassa ou nula.

O estuário de Barayo catalogado como Ponto de Interesse Geológico (PIG), localizado na zona ocidental de Asturias, situa-se entre os concelhos de Navia e Valdés; e foi declarado Reserva Natural Parcial em 1995 pelo Principado de Asturias. Este espaço protegido de 2,5 Km², compreende a rota costeira que vai desde a Ponta de Arnao ou Romanellos à dos Aguiones, incluindo: a praia, o estuário, o complexo de dunas de Barayo, a Praia de Sabugo ou Praia de Arnela, a superficie da rasa costeira que delimita ambas praias, os alcantilados e os ilhotes de Pedrona e Romanellos (Fig. 2).

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FIGURA 2. Localização e extensão da Reserva Natural Parcial de Barayo. Conselho de Navia. Asturias. Google Maps.

Segundo os antecedentes que se têm acerca da formação do estuário, deduz-se que se foi recheando de sedimentos enquanto a transgressão Flandriense (Holoceno Meio), seu máximo apogeu, e depois aconteceram diferentes descidas do nível do mar que terminaram por configurar o cauce do rio Barayo.

O rio Barayo, de quase 11 Km de largura, encontra-se condicionado estruturalmente pelo cavalgamento do mesmo nome, sobretudo em seu traçado final e discorre pela rasa, erodindo-a e talhando a seu passo o vale fluvial, para assim, continuar pelo estuário e seguir seu percurso pela antiga alberça  até a boqueirão de rio no Mar Cantábrico. A direção do tramo final do rio coincide com a do cavalgamento e este ao mesmo tempo, coincide com as direções de quase todas as estruturas do ocidente asturiano (NNE-SSO) (Fig. 3).

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FIGURA 3. Perfil geológico que mostra as ardósias da Fm. Agüeira ao oeste do cavalgamento de Barayo e as quartzitas das capas inferiores do Eo ao este do cavalgamento. Carta magna nº 11 (IGME).

O cavalgamento de Barayo põe em contato litologias de diferentes resistências: ao este do cavalgamento, as quartzitas ordovícicas que compõem as “Capas inferiores do Eo”, constituidas pela alternância de quartzitas, arenitos e ardósias e que se metem dentro da “Série dos Cabos” (Aramburu & Bastida, 1995) (Fig. 4); e ao oeste do cavalgamento, as ardósias e arenitos da Fm. Agüeira. Estas últimas litologias são frágeis e muito pouco resistentes à erosão, pelo qual, facilitam a formação desta enseada.

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FIGURA 4. Seção estratigráfica do Paleozoico Inferior em Asturias. A escala horizontal é desconhecida, ao não fazer uma reconstrução das estruturas hercínicas, pregas e cavalgamentos (Aramburu & Bastida, 1995).

O rasgo geomorfológico mais caraterístico do setor costeiro ocidental é a rasa costeira (Fig. 5a). Esta, foi definida como uma antiga plataforma de abrasão (marinha, continental ou mixta), que foi elevada ou ficou pendurada devido à descida do nível do mar (Pedraza et al., 1996) . Em Barayo, a rasa encontra-se formada por seixos siliciclásticos arredondados e brunidos às vezes  associados a corpos de areias com forma de lentilha de origem marinha. Assim que se trata de depósitos antigos de praias, que tinham sido elevados até sua posição atual (Fig. 5b).

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FIGURA 5. a) Panorama da rasa costeira onde se vê uma macia pendente em direção ao mar e b) seixos arredondados quartzíticos de tamanho centimétrico correspondentes a antigos depósitos de praias (rasas).

A praia de Barayo, com uma extensão aproximada de 670 m, tinha sido formada pelo arraste dos sedimentos fluviais e pela subida das marés através do cauce do rio que chegam até quase os 400 m terra adentro. Assim mesmo, o sistema dunar está constituido pelos sedimentos mais finos carregados pelo vento do Nordeste e que se acumulam na parte traseira da praia.

Segundo Klinj (1990), o crescimento das dunas costeiras encontram-se fortemente ligado à vegetação. Estas geram uma espécie de rugosidade no solo que disminui a capacidade de transporte e a velocidade do vento. Também, são capaces de interceptar os grãos arenosos e assim, favorecer a sedimentação.

A colonização vegetal do campo dunar parece estar relacionada com espécies tolerantes a plantas adaptadas a viver em ambientes arenosos, resistentes ao frio, calor, spray e solos salinos, inundações e à limitação de nutrientes (Barbour et al., 1985; Rozema et al., 1985; Clark, 1986; Hesp, 1991; Kumler, 1997; Randall, & Scott, 1997); configurando desta maneira, um sistema dunar que fica representado por comunidades específicas de plantas que se dispoem em faixas paralelas ao límite praia-duna. Este sistema encontra-se formado por dois cordões dunais (externo e interno) e paralelos entre si; ao cordão interno, se lhe sobrepos umas dunas lingüiformes de maneira quase perpendicular, esta superposição apunta que as dunas lingüiformes formaram-se posteriormente ao cordão dunar (Fig. 6).

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FIGURA 6. A linha azul representa o cordão dunar externo (duna semifixa, duna branca ou segundo cordão) e a linha vermelha representa o cordão dunar interno (duna fixa, duna cinza ou terceiro cordão). Praia de Barayo (Asturias). Google Maps.

A maior porcentagem de material necessário para a formação das dunas vêm dos ventos marinhos e em menor medida, dos ventos terrais que transportam partículas do continente. Quando o fluxo de areia encontra-se com um obstáculo, vegetação, os sedimentos podem passar através de ela e gera-se uma “zona de sombra” onde começa a acumulação (Goldsmith, 1985).

A zona supramareal da praia é estreita com uma transição gradual até a zona intermareal, de maior largura e dominada por ripples marks (Fig. 7a), na que se encontra um terraço de baixamar, um ponto alto ou passo (plunge step), onde se deposita uma acumulação do sedimento mais grosso e de fóssies (Fig. 7b).

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FIGURA 7. a) Ripple marks no terraço de baixamar inundada durante a preia-mar e os temporais e b) “plunge step” onde se acumulam todo tipo de restos orgânicos e não orgânicos.

A chegada dos organismos marinhos à zona alta da praia em dias de temporal (acumulações) geram um ambiente rico em matéria orgânica e distribuem-se em camadas de cores bege e amarelados de grossura milimétrica que contrastam com as cores acinzentadas das areias siliciclásticas (Flor & Flor-Blanco, 2014b) (Fig. 8).

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FIGURA 8. Mantos de cores bege e amarelados (componentes biogénicos) que contrastam com as areias siliciclásticas de cores acinzentadas.

Após destas acumulações gera-se uma duna embrionaria submetida aos temporais, pelo tanto trata-se duma duna móvil inestável, e que sofre processos contínuos de formação, a qual não se encontra representada em Barayo. Nos últimos anos, este campo dunar sofreu um retrocesso muito considerável (20 m) devido aos temporais de inverno que erossionaram esta faixa até o segundo cordão dunar, duna branca ou duna semifixa, onde o sedimento encontra-se melhor estabilizado. A espécie mais abundante neste cordão é o “barrón” (Ammophila arenaria subsp. australis) (Fig. 9a), cujos rizomas consolidam o substrato arenoso; também se encontraram a “grama de mar” (Elymus farctus subsp. boreoatlanticus) (Fig. 9b), o “cardo marinho” (Eryngium maritimum) (Fig. 9c), “correhuela marítima” (Calystegia soldanella) (Fig. 9d)  e “lecherina das praias” (Euphorbia paralias) (Fig. 9e). O terceiro cordão dunar, duna cinza ou duna fixa, é a faixa mais afastada do mar e quase não têm atividade eólica. As areias já se encontram totalmente estabilizadas, colonizadas pela plantação do “pinheiro resinero” (Pinus sylvestris) (Fig. 9f), dirigido aparar o avance das dunas e alterada pelas atividades agrícolas de antanho.

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FIGURA 9. Vegetação representante dos cordões dunais de Barayo. a) “Barrón” (Ammophila arenaria subsp. australis), b) “grama de mar” (Elymus farctus subsp. boreoatlanticus), c) “cardo marinho” (Eryngium maritimum),d) “correhuela marítima” (Calystegia soldanella), e) “lecherina das praias” (Euphorbia paralias) e f)”pinheiro resinero” (Pinus sylvestris) plantado para frear o avance das dunas.

Segundo diminui a influência salina do mar, comeca-se ver nas margens do rio as espécies caraterísticas de ribeira como amieiro (alnus glutinosa) (Fig. 10a) e salgueiro (salix sp.) (Fig. 10b).

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FIGURA 10. Vegetação típica de ribera. a)Amieiro (Alnus glutinosa) e b) salgueiro (Salix sp.).

A existencia de zonas lamacentas nas chapadas de Barayo permite a aparição de conjuntos de amieiros lamacentos (Fig. 11a), amplos carricais (Phragmites australis) (Fig. 11b) e junqueiras (Juncus marítimus) (Fig. 11c). 

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FIGURA 11. a) Amieiros lamacentos, b) carricais (Phragmites australis) e c) junqueiras (Juncus marítimus).

As zonas alcantiladas encontram-se representadas pela vegetação típica da costa ocidental asturiana como a Spergularia rupícola (Fig. 12a), que cresce nos rochedos e recebe os salpicos do mar, chegando suportar o impacto direto da ressaca, os gramados aerohalófilos de Festuca pruinosa (Fig. 12b),  que ainda se vêm afetados pela ressaca do mar e, com certeza, pelo ar carregado de sal (spray marinho), não estão submetidos à ação habitual das ressacas  e os tojais aerohalófilos com Angelica pachycarpa (Fig. 12c), encontram-se no tramo superior do alcantilado e no borde da rasa, onde se ve afetado so durante os temporais fortes, mas a ação do spray marinho segue sendo notável.

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FIGURA 12. Vegetação típica dos alcantilados asturianos, a) Spergularia rupícola, b) céspedes aerohalófilos de Festuca pruinosa e c) tojaies aerohalófilos com  Angelica pachycarpa.

No setor ocidental da praia pode-se ver como actua a ação de marulho gerando desprendimentos (Fig. 13a) e cones de pedras derrubadas (Fig. 13b) que pouco a pouco serão erodidas pelas correntes do litoral. Na zona oriental da praia, nos alcantilados quartzÍticos, há umas cavernas originadas pela ação mecânica do marulho que seguindo os planos de estratificação, diáclase e falhas tinham talhado estas cavernas de forma natural (Fig. 13c); ao lado destas, aprecia-se  uma cicatriz de rotura pertencente a um deslizamento (Fig. 13d).

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FIGURA 13. a) Desprendimentos, b) cones de pedras derrubadas, c) Cavernas das “Santinas” talhadas de forma natural e d) deslizamento.

A reserva de Barayo alberga amplas espécies faunísticas, sendo a lontra (Lutra lutra) (Fig. 14a) o exemplar estrela; também encontram-se no cauce do rio a truta (Fig. 14b) e a enguia (Anguilla anguilla) (Fig. 14c).

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FIGURA 14. a) Lontra (Lutra lutra), incluida na categoría “Interesse Especial” e “Sensíveis de alteração de seu hábitat” dentro do Catálogo Regional de Espécies Protegidas e Vertebrados Ameacados; b) truta, visível no tramo final do rio e c) enguia, também abundante no tramo final do rio. Wikipedia.

Durante o passo migratório de outono é comum ver ao cormorão penacho (Phalacrocorax aristotelis) (Fig. 15a), catalogada como de interesse especial e o ostreiro (Haemetopus ostralegus) (Fig. 15b), catalogado como sensível à alteração de seu hábitat e pode ver-se no estuário alimentándo-se. No areeiro são freqüentes as diferentes espécies de gaivotas (Laurus sp.) (Fig. 15c) e o charrán comum (Sterna hirundo) (Fig. 15d), este último, muito abastoso a finais do verão e durante o outono. Na parte interna do estuário onde predominam os carricais mora o ánade azulão (Anas platyrhynchos) (Fig. 15e) e a garça-real (Ardea cinerea) (Fig. 15f).

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FIGURA 15. a) Cormorão penacho (Phalacrocorax aristotelis) catalogada como de interesse especial, b) o ostreiro (Haemetopus ostralegus) catalogado como sensível à alteração de seu hábitat, c) as gaivotas (Laurus sp.), d) o charrán comum (Sterna hirundo), e) o ánade azulão (Anas platyrhynchos) e f) a garça-real (Ardea cinerea).

Finalmente, existe uma ampla zona coberta por bambu, planta exótica e muito agressiva (Fig. 16).

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FIGURA 16. Bambu, planta invasora e muito agressiva.

BIBLIOGRAFIA

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Barbour, M.G., DeJong TM and Pavlik BM (1985). Marine beach and dune plant communities. In: Physiological ecology of North American plant communities. BF Chabot and HA Mooney (eds). Chapman and Hall, New York.

Clark, J.S. 1986. Coastal forest tree populations in changing environment, SE Long Island, New York. Ecological Monograph, 56: 97-126

Flor, G. & Flor-Blanco, G. (2014b). Guía de excursiones. Dinámica y sedimentación aplicadas a la gestión costera. Máster en Recursos Geológicos e Ingeniería Geológica. Servicio de          Publicaciones, Universidad de Oviedo, 152 pp.

Goldsmith, V. (1985). Coastal dunes. (In: Davis, R. A. (ed.), Coastal Sedimentary Environments, 2nd edn. Springer Verlag, New York, 171-236).

Hesp, P.A. 1991. Ecological processes and plant adaptations on coastal dunes. Journal of Arid Environment 21 (2): 165-191.

Ibañez, C., Caiola, N., Nebra, A., & Wessels, M. (2009). 1130 Estuarios. En: V.V. A.A., Bases   ecológicas preliminares para la conservación de los tipos de hábitat de interés comunitario en            España. Madrid: Ministerio de Medio Ambiente, Medio Rural y Marino. 75 pp.

Ibáñez, C., Pont, D. & Prat, N. (1997). Charac­terization of the Ebre and Rhone Estuaries: A Basis for Defining and Classifying Salt Wedge Estuaries. Limnology and Oceanography 42(1): 89-101.

Klijn, J.A. 1990. Dune forming factors in a geographical context. In: Bakker, Th.W.M., Jungerius, P.D. and Klijn, J.A. (eds), Dunes of the European coasts, Catena, Supplement 18:1-14.

Kumler, M.L. 1997. Critical environmental factors in dry coastal ecosystems. In: van der Maarel, E. (ed.) Dry coastal ecosystems. General aspects, pp. 387-409. Elsevier, Amsterdam.

Pedraza Gilsanz, J., Carrasco González, R. M., Díez Herrero, A., Martín Duque, J. F., Martín Ridaura, A., Sanz Santos, M. A. (1996). GEOMORFOLOGÍA. Principios, Métodos y Aplicaciones. Rueda. 413 pp.

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Rozema JP, Bijwaard G., Prast G. and Broekman R. (1985). Ecophysiological adaptations of coastal halophytes from foredunes and salt marshes. Vegetatio, 62, 499-521.

 

 

 

 

BARAYO: UN LAR ESTUARINO

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La definición más aceptada de la palabra estuario es la que propuso Pritchard en 1967: “un estuario es una masa de agua costera semi-cerrada que tiene conexión libre con el mar y en el cual el agua marina está parcialmente diluida con el agua dulce proveniente del drenaje continental”. En 1997, Ibáñez et al., dieron una definición más amplia a esta palabra, englobando de esta manera, a los estuarios micromareales: “un estuario es un sistema fluvio-marino sometido a la influencia de las mareas y caracterizado por una entrada y una mezcla de agua marina y continental que son variables en el espacio y en el tiempo”. Según esta definición, se prosigue con la descripción típica de las partes de un estuario siguiendo un gradiente de influencia marina (Ibañez et al., 2009) (Fig.1).

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FIGURA 1. Esquema general de un estuario según la influencia marina (Ibañez et al., 1997).

-Una zona distal (boca). Libre circulación de las aguas continentales y marinas, dominadas por el oleaje y las mareas que transportan el sedimento más fino aguas arriba. Se corresponde con la zona inframareal (estuario bajo).

-Una zona central. Es donde se depositan los sedimentos más finos y donde hay un equilibrio entre las aguas fluviales y marinas. Esta área se corresponde con la zona intermareal (estuario medio). 

-Una zona proximal (cabeza). Sedimentación de material grueso y transporte aguas abajo del material más fino. Se corresponde con la zona supramareal (estuario alto). Esta zona puede tener alguna influencia mareal, pero suele ser escasa o nula.

El estuario de Barayo, catalogado como Punto de Interés Geológico (PIG), localizado en la zona occidental de Asturias, se sitúa entre los concejos de Navia y Valdés; y fue declarado Reserva Natural Parcial en 1995 por el Principado de Asturias. Este espacio protegido de 2,5 Km², comprende el tramo costero que va desde la Punta de Anao o Romanellos a la de los Aguiones, incluyendo: la playa, el estuario, el complejo de dunas de Barayo, la playa de Sabugo o Playa de Arnela, la superficie de rasa costera que delimita ambas playas, los acantilados y los islotes de Pedrona y Romanellos (Fig. 2).

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FIGURA 2. Localización y extensión de la Reserva Natural Parcial de Barayo. Concejo de Navia. Asturias. Google Maps.

Según los antecedentes que se tienen acerca de la formación del estuario, se deduce, que se fue rellenando de sedimentos durante la transgresión Flandriense, su máximo apogeo, y después se sucedieron diferentes descensos del nivel del mar que acabaron por configurar el cauce del río Barayo.

El río Barayo, de casi 11 Km de longitud, se encuentra condicionado estructuralmente por el cabalgamiento del mismo nombre, sobre todo en su trazado final y discurre por la rasa, erosionándola y tallando a su paso el valle fluvial, para así, continuar por el estuario y seguir su recorrido por la antigua marisma  hasta la desembocadura en el Mar Cantábrico. La dirección del tramo final del río coincide con la del cabalgamiento y este a su vez, coincide con las direcciones de casi todas las estructuras del occidente asturiano (NNE-SSO) (Fig. 3).

Corte y leyenda

FIGURA 3. Perfil geológico que muestra las pizarras de la Fm. Agüeira al oeste del cabalgamiento de Barayo y las cuarcitas de las capas inferiores del Eo al este del cabalgamiento. Hoja magna nº 11 (IGME).

El cabalgamiento de Barayo pone en contacto litologías de diferentes resistencias: al este del cabalgamiento, las cuarcitas ordovícicas que forman las “Capas inferiores del Eo”, constituidas por una alternancia de cuarcitas, areniscas y pizarras y que se incluyen dentro de la Cabos“Serie de los Cabos (Aramburu & Bastida, 1995) (Fig. 4); y al oeste del cabalgamiento, las pizarras y areniscas de la Fm. Agüeira. Estas últimas litologías son deleznables y muy poco resistentes a la erosión, por lo cual, facilitan la formación de esta ensenada.

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FIGURA 4. Sección estratigráfica del Paleozoico Inferior en Asturias. La escala horizontal es desconocida, al no haberse realizado una reconstrucción de las estructuras hercínicas, pliegues y cabalgamientos (Aramburu & Bastida, 1995).

El rasgo geomorfológico más característico del sector costero occidental es la rasa costera (Fig. 5a). Ésta, fue definida como una antigua plataforma de abrasión (marina, continental o mixta), que fue elevada o se quedó colgada debido al descenso del nivel del mar (Pedraza et al., 1996) . En Barayo, la rasa se encuentra formada por cantos siliciclásticos redondeados y pulidos en ocasiones asociados a lentejones de arenas de origen marino. Así que se trata de depósitos antiguos de playas, que han sido elevados hasta su posición actual (Fig. 5b).

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FIGURA 5. a) Panarómica de la rasa costera donde se aprecia una suave pendiente en dirección al mar y b) Cantos redondeados cuarcíticos de tamaño centimétrico correspondientes a antiguos depósitos de playas (rasas).

La playa de Barayo, con una extensión aproximada de 670 m, ha sido formada por el arrastre de los sedimentos fluviales y por el ascenso de las mareas a través del cauce del río que llegan hasta casi los 400 m tierra adentro. Así mismo, el sistema dunar está constituido por los sedimentos más finos transportados por el viento del Nordeste y que se acumulan en la parte trasera de la playa.

Según Klinj (1990), el crecimiento de las dunas costeras se encuentra fuertemente ligado a la vegetación. Éstas generan una especie de rugosidad en el suelo que disminuye la capacidad de transporte y la velocidad del viento. También, son capaces de interceptar las granos arenosos y así, favorecer la sedimentación.

La colonización vegetal del campo dunar parece estar relacionada con especies tolerantes a plantas adaptadas a vivir en ambientes arenosos, resistentes al frío, calor, spray y suelos salinos, inundaciones y a la limitación de nutrientes (Barbour et al., 1985; Rozema et al., 1985; Clark, 1986; Hesp, 1991; Kumler, 1997; Randall, & Scott, 1997); configurando de esta manera, un sistema dunar que queda representado por comunidades específicas de plantas que se disponen en bandas paralelas al límite playa-duna. Este sistema se encuentra formado por dos cordones dunares (externo e interno) y paralelos entre sí; al cordón interno, se le ha sobrepuesto unas dunas lingüiformes de manera cuasi perpendicular, esta superposición apunta que las dunas lingüiformes se formaron posteriormente al cordón dunar (Fig. 6).

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FIGURA 6. La línea azul representa el cordón dunar externo (duna semifija, duna blanca o segudo cordón) y la línea roja representa el cordón dunar interno (duna fija, duna gris o tercer cordón). Playa de de Barayo (Asturias). Google Maps.

El mayor porcentaje de material necesario para la formación de las dunas viene de los vientos marinos y en menor medida, de los vientos terrales que transportan partículas desde el continente. Cuando el flujo de arena se encuentra con un obstáculo, vegetación, los sedimentos pueden pasar a través de ella y se genera una “zona de sombra” donde se inicia la acumulación (Goldsmith, 1985).

La zona supramareal de la playa es estrecha con una transición gradual hasta la zona intermareal, de mayor amplitud y dominada por ripples marks (Fig. 7a), en la que se encuentra una terraza de bajamar, un resalte o escalón (plunge step), donde se deposita una acumulación del sedimento más grueso y de fósiles (Fig. 7b).

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FIGURA 7. a) Ripple marks en la terraza de bajamar inundada durante la pleamar y los temporales y b) plunge step donde se acumulan todo tipo de restos orgánicos y no orgánicos.

La llegada de los organismos marinos a la zona alta de la playa en días de temporal (arribazones) generan un ambiente rico en materia orgánica y se distribuyen en capas de tonalidades beige y amarillentas de espesor milimétrico que contrastan con las tonalidades grisáceas de las arenas siliciclásticas (Flor & Flor-Blanco, 2014b) (Fig. 8).

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FIGURA 8.  Mantos de tonalidades beige y amarillentos (componentes biogénicos) que contrastan con las arenas siliciclásticas de tonalidades grisáceas.

Por detrás de estos arribazones se genera una duna embrionaria sometida a los temporales, por lo tanto se trata de una duna móvil, inestable y que sufre procesos continuos de formación, la cual no se encuentra representada en Barayo. En los últimos años, este campo dunar ha sufrido un retroceso bastante considerable (20 m) debido a los temporales de invierno que han erosionado esta franja hasta el segundo cordón dunar, duna blanca o duna semifija, donde el sedimento se encuentra mejor estabilizado. La especie más abundante en este cordón es el barrón (Ammophila arenaria subsp. australis) (Fig. 9a), cuyos rizomas consolidan el sustrato arenoso; también se encuentran la grama de mar (Elymus farctus subsp. boreoatlanticus) (Fig. 9b), el cardo marino (Eryngium maritimum) (Fig. 9c), correhuela marítima (Calystegia soldanella) (Fig. 9d)  y lecherina de las playas (Euphorbia paralias) (Fig. 9e). El tercer cordón dunar, duna gris o duna fija, es la franja más alejada del mar y casi no tiene actividad eólica. Las arenas ya se encuentran totalmente estabilizadas, colonizadas por la plantación del pino resinero (Pinus sylvestris) (Fig. 9f), dirigido a frenar el avance de las dunas y alterada por las actividades agrícolas de antaño.

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FIGURA 9. Vegetación representativa de los cordones dunares de Barayo. a) Barrón (Ammophila arenaria subsp. australis), b) grama de mar (Elymus farctus subsp. boreoatlanticus), c) cardo marino (Eryngium maritimum), d) correhuela marítima (Calystegia soldanella), e) lecherina de las playas (Euphorbia paralias) y f) pino resinero (Pinus sylvestris) plantado para frenar el avance de las dunas.

Según disminuye la influencia salina del mar, se empiezan a observar en los márgenes del río las especies características de ribera como alisos (alnus glutinosa) (Fig. 10a) y sauces (salix sp.) (Fig. 10b).

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FIGURA 10. Vegetación típica de ribera. a)Aliso (Alnus glutinosa) y b) sauce (Salix sp.).

La existencia de zonas cenagosas en las llanuras de Barayo permite la aparición de alisedas pantanosas (Fig. 11a), amplios carrizales (Phragmites australis) (Fig. 11b) y juncales (juncus marítimus) (Fig. 11c).

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FIGURA 11. a) Aliseda pantanosa, b) carrizales (Phragmites australis) y c) juncales (juncus marítimus).

Las zonas acantiladas se encuentran representadas por la vegetación típica de la costa occidental asturiana como la Spergularia rupícola (Fig. 12a), que crece en los roquedos y recibe las salpicaduras del mar, llegando a soportar el impacto directo del oleaje, los céspedes aerohalófilos de Festuca pruinosa (Fig. 12b),  que aunque se ven afectados por la salpicadura del mar y, por supuesto, por el aire cargado de sal (spray marino), no están sometidos a la acción habitual de las olas  y los tojales aerohalófilos con Angelica pachycarpa (Fig. 12c),  se encuentran en el tramo superior del acantilado y en el borde de la rasa, donde se ve afectado sólo durante los temporales fuertes, pero la acción del spray marino sigue siendo notable.

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FIGURA 12. Vegetación típica de los acantilados asturianos, a) Spergularia rupícola, b) céspedes aerohalófilos de Festuca pruinosa y c) tojales aerohalófilos con Angelica pachycarpa.

En el sector occidental de la playa se puede ver cómo actúa la acción del oleaje generando desprendimientos (Fig. 13a) y conos de derrubios (Fig. 13b) que poco a poco serán erosionados por las corrientes del litoral. En la zona oriental de la playa, en los acantilados cuarcíticos, existen unas cuevas originadas por la acción mecánica del oleaje que siguiendo los planos de estratificación, diaclasas y fallas han tallado estas galerías de forma natural (Fig. 13c); al lado de éstas, se aprecia  una cicatriz de rotura perteneciente a un deslizamiento (Fig. 13d).

fig 13

FIGURA 13. a) Desprendimientos, b) cono de derrubios, c) Cuevas de las “Santinas” talladas de forma natural y d) deslizamiento.

La reserva de Barayo alberga numerosas especies faunísticas, siendo la nutria (Lutra lutra) (Fig. 14a) el ejemplar estrella; también se encuentran en el cauce del río la trucha (Fig. 14b) y la anguila (Anguilla anguilla) (Fig. 14c).

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FIGURA 14. a) Nutria (Lutra lutra), incluida en la categoría “Interés Especial” y “Sensibles de alteración de su habitat” dentro del Catálogo Regional de Especies Protegidas y Vertebrados Amenazados, b) trucha, visible en el tramo final del río y c) anguila, también abundante en el tramo final del río. Wikipedia.

Durante el paso migratorio de otoño es común ver al cormorán moñudo (Phalacrocorax aristotelis) (Fig. 15a), catalogada como de interés especial y el ostrero (Haemetopus ostralegus) (Fig. 15b), catalogado como sensible a la alteración de su hábitat y puede verse en el estuario alimentándose. En el arenal son frecuentes las diferentes especies de gaviotas (Laurus sp.) (Fig. 15c) y el charrán común (Sterna hirundo) (Fig. 15d), este último, muy abundante a finales de verano y durante el otoño. En la parte interna del estuario donde predominan los carrizales vive el ánade azulón (Anas platyrhynchos) (Fig. 15e) y la garza real (Ardea cinerea) (Fig. 15f).

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FIGURA 15. a) Cormorán moñudo (Phalacrocorax aristotelis) catalogada como de interés especial, b) el ostrero (Haemetopus ostralegus) catalogado como sensible a la alteración de su hábitat, c) las gaviotas (Laurus sp.), d) el charrán común (Sterna hirundo), e) el ánade azulón (Anas platyrhynchos) y f) la garza real (Ardea cinerea).

Finalmente, existe una amplia zona cubierta por bambú, planta exótica y muy agresiva (Fig. 16).

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FIGURA 16. Bambú, planta invasora y muy agresiva.

 

BIBLIOGRAFÍA

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MOVIMENTOS DE LADEIRA: NATUREZA VERSUS HOMEM

RESUMO

Os movimentos de ladeira em Espanha distribui-se heterogeneamente em todo o território, abundam em zonas montanhosas (cordilheiras) e em zonas litorais. São os causantes de milhares de perdas humanas e materiais a cada ano. Estes processos são classificados em base ao tipo de movimento e sua litologia. Cada tipo de movimento é ativado por fatores desencadeantes; embora também tem que existir outros processos (fatores condicionantes) que facilitem  estes fenómenos. Tendo em conta o tipo de material que se deslocou há diferentes medidas preventivas e corretoras para minimizar tal efeito.

 Segundo Choisy (1999), a construção romana influênçada pela arquitetura etrusca e grega foi a base para a engenharia atual. Desde os aquedutos, pontes, túneis, represas, e demais edificações que hoje em dia vemos, é o legado que os romanos deixaram-nos junto com suas técnicas de construção (Fig.1 a, b, c y d).

FIGURA 1. a)Esquema do procedimento extrativo do ouro nas Médulas de León durante a época prerromana e romana, b) recreação do trecho dum canal e o muro de arrimo, c) método “Ruina Montium”: excavação e inundação da galerias com água para a extração do mineral e d) vista panorâmico das Médulas. Sánchez-Palencia et al. (2009).

Desde tempos inmemoriais, os movimentos de ladeira “slope movement” (Varnes, 1978) tem dificultado as edificações. Podem-se definir como quedas ou deslocamentos de materiais de diferentes tamanhos a favor da pendente. Varnes (1978) propôs a siguente classificação tendo em conta o tipo de movimento e a natureza do material (Fig.2).

FIGURA 2. Classificação para os tipos de movimentos gravitacionais segundo Varnes (1978) modificado por Corominas e Yagüe (1997); Highland e Bobrowsky (2008).

A variedade de processos incluídos como movimentos de ladeira é grande e sua classificação complexa. A identificação do fator desencadeante exige um estudo detalhado das observações geomorfológicas, geométricas e as análises dos deslocamentos em superficie e em profundidade. Não sempre dão-se as condições necessárias para realizar um diagnóstico exaustivo pelo qual às vezes não se poderá confirmar com exatidão o mecanismo desencadeante, mecanismos diferentes podem gerar formas semelhantes.

QUEDAS

Movimentos gravitacionais de massas de rochas ou terra de diferentes granulometrias que se produz rapidamente, prolongando seu movimento por repercussão. Estes processos podem ver-se geralmente em ladeiras muito verticais (escarpas), apresentam diáclases, alternação de concorrência de materiais, crioclastia e erosão. Diferenciou-se duas variantes: desprendimentos (Fig.3a) e tombos (Fig.3b). Os primeiros fazem referência à queda livre e individual de blocos e os segundos formam-se onde há fraturas verticais no terreno as quais são as causantes de separar as lajes rochosas suscetíveis ao tombo.

FIGURA 3. a) Desprendimento de blocos. Maciço Central de Picos de Europa (Asturias) e b) Tombo de uma calcárea com diaclasado vertical em Somiedo (Asturias).

FIGURA 3. a) Desprendimento de blocos. Maciço Central de Picos de Europa (Asturias) e b) Tombo de uma calcárea com diaclasado vertical em Somiedo (Asturias).

DESLIZAMENTOS

São deslocamentos do terreno ao longo duma superficie de rutura. Dependendo do tipo de superficie de rutura diferencia-se entre o deslizamento rotatório (superficie côncava e curvilínea) (Fig. 4a) e o traslacional (superficie de rotura plana) (Fig. 4b). En maciços rochosos muito fraturados o em materias homogéneos predominam os deslizamentos rotatórios, produz-se um afundamento do material na cabeceira onde se acumula a água que induz a novas reactivacões (Video 1). Pelo contrário, em materiais heterogéneos com superficies de discontinuidade bem definidas predominam os deslizamentos traslacionais (Antoine, 1992). A velocidade de movimento desta massa é igual em todos os pontos do deslizamento e seus componentes seguem trajetórias paralelas.

FIGURA 4. a) Deslizamento rotatório. Asturias e b)Deslizamento traslacional.

FIGURA 4. a) Deslizamento rotatório. Asturias e b)Deslizamento traslacional.

EXPANSÃO LATERAL

Este movimento afeta às litologias incompetentes (brandas e deformáveis) que se dispõe por debaixo dos materiais competentes (resistentes) que são fragmentados pela inestabilidade dos materiais brandos. Por exemplo, um material arenoso saturado em água submetido a uma vibração (sismo) produz um fenómeno conhecido como liquefação, pelo qual o material comporta-se como um fluído viscoso e portanto pode migrar. Este comportamento cria uma inestabilidade nos materiais superiores competentes e os fragmenta (Copons Llorens,R. e Tallada Masquef, A.,2009) (Fig.5a, b e c).

FIGURA 5. a)Esquema duma expansão lateral (Copons Llorens,R. e Tallada Masquef,A.,2009) b)liquefação. Japão e c)liquefação desencadeou por um terremoto. Japão.

FIGURA 5. a)Esquema duma expansão lateral (Copons Llorens,R. e Tallada Masquef,A.,2009) b)liquefação. Japão e c)liquefação desencadeou por um terremoto. Japão.

FLUXOS

São movimentos contínuos, sem estrutura interna (como um fluído viscoso) que se amoldam à morfologia da vertente pela que se deslocam. Segundo Corominas e Yagüe (1997); Highland e Bobrowsky (2008) há diferentes tipos de fluxos: as correntes de pedras derrubadas, as correntes lodacentas e a reptação.

As correntes derrubadas (debris flow) (Fig.6a) são fluxos de materiais lodacentos com blocos de rochas que se manifiestam durante épocas de intensas chuvas. Estas correntes funilizam-se pelo torrente a grandes velocidades com um grande poder destrutivo.

As correntes lodacentas (earthflow) (Fig.6b) geram-se pela interação da água mais um material fino e coesivo como as argilas e limos. Atingiram grandes velocidades mas não tanto como os debris flow.

O fenómeno de reptação (creep) (Fig.6c) da-se na parte mais superficial do terreno, seu deslocamento é muito lento e é o tipo de movimento de ladeira mais comum. Este processo  é visível pela inclinação das árvores ao deslocar-se o terreno lentamente.

FIGURA 6. Tipos de fluxos; a) corrente de pedras derrubadas (Catalunha), b) Corrente fangosa (California) e c) Reptação (Asturias).

FIGURA 6. Tipos de fluxos; a) corrente de pedras derrubadas (Catalunha), b) Corrente lodacenta (California) e c) Reptação (Asturias).

MOVIMENTOS COMPLEXOS

São o resultado da transformação do movimento inicial em outro tipo de movimento segundo se desloca ladeira abaixo. Os movimentos mais comuns são as avalanches de rochas (Fig. 7a) e os fluxos (Fig. 7b). Varnes (1958) idealizou um modelo para estes movimentos em função de sua morfologia. Consta dumas formas de denudação com cicatrizes e escarpas, e as formas de acumulação com geometrias irregulares, tipo língua e declive (Pedraza Gilsanz, J., et al., 1996) (Fig.7c).

FIGURA 7. a)Avalanche de rochas, b)Corrente fangosa que começou sendo um deslizamento rotatório e c) Modelo para movimentos complexos de Barnes (1958).

FIGURA 7. a)Avalanche de rochas, b)Corrente lodacenta que começou sendo um deslizamento rotatório e c) Modelo para movimentos complexos de Barnes (1958).

Para que exista um movimento de ladeira é necessária a presença dum conjunto de fatores condições à inestabilidade. Um deles são os fatores “intrínsecos” que correspondem aos existentes na própria ladeira como as características litológicas e a pendente. Outros fatores são os “externos” como o desflorestamento e processos de gelo-degelo. Finalmente, existem os fatores “desencadeantes” que são os encarregados de ativar o movimento da ladeira (Fig. 8).

FIGURA 8. Tabela dos principais fatores condicionantes e desencadeantes dos movimentos de ladeira.

Segundo Ayala et al.(1987) os movimentos de ladeira constituem um risco geológico induzido ou de origem natural, que deve ter-se em conta para a planificação do territorio. Quando estes fenómenos desencadeam-se, podem ocasionar grandes danos materiais e numerosas vítimas mortais. As medidas preventivas e corretoras ajudam a mitigar estes efeitos. Estas actuações de mitigação do risco costuman ser mais econômicas que reparar os desperfeitos causados por eventos incontrolados. Estas medidas baseiam-se principalmente na utilização de estruturas de engenharia como proteção que consistem em colocar dispositivos que retenham os materiais e evitem a erosão. Segundo González de Vallejo et al. (2002) os métodos de estabilização de declives para materiais competentes (rochas duras) (Fig. 9) e incompetentes (solos e rochas brandas) (Fig. 10) são a modificação da geometria, medidas de drenagem, medidas de contenção e medidas de proteção específicas de acordo com a competencia dos materiais.

FIGURA 9. Método de estabilização de taludes para materiais competentes segundo González de Vallejo et al. (2002).

FIGURA 10. Método de estabilização de taludes para materiais incompetentes segundo González de Vallejo et al. (2002).

Os movimentos de ladeira em Espanha distribui-se heterogeneamente em todo o território. Estes processos abundam em zonas montanhosas (cordilheiras) e em zonas costeiras (Fig. 11).

FIGURA 11. Mapa de Espanha que mostra as zonas mais vulneráveis e propensas a sofrer movimentos de ladeira. IGME.

FIGURA 11. Mapa de Espanha que mostra as zonas mais vulneráveis e propensas a sofrer movimentos de ladeira. IGME.

A seguir vou citar brevemente alguns dos eventos mais significativos que ocorreram no território espanhol ao longo da história.

Segundo Carracedo et al. (2009) os deslizamentos gigantes foram os causantes da formação dos vales da Oratava e Guímar (Tenerife). Este processo provavelmente originou-se rapidamente devido a que o material deslocado encontraba-se formado por uma lama de origem vulcánica (Hürlimann, 1999). O volume deslocado seguramente originou um tsunami quando alcançou o mar. Este evento está classificado como prehistórico, aconteceu há milhares de anos, por isso não existem referências históricas.

Nos anos 1755 e 1884 produz-se um terremoto em Lisboa e Andaluzia respectivamente (Ferrer, 1997; Sanz, 1992; Jiménez Pintor e Azor, 2006). Isto desencadeou um deslizamento sobre o povoado de Güevejar (Granada) que ficou destruído e posteriormente em 1887 foi abandonado.

Perto do município de Olivares (Granada), em 1986, produz-se um deslizamento de grandes dimensões que durou aproximadamente onze dias. Afortunadamente, o avançe do fluxo foi lento por isso puderam-se desalojar as vivendas (Rodríguez et al., 1987). As tarefas de dragagem e a retirada do material instável conseguiu frear definitivamente o avance do deslizamento.

Na primavera do ano 2000 em Barcelona, as chuvas torrenciais provocaram uma grande corrente de pedras derrubadas que levou por diante carros e cobriu diferentes edifícios.

BIBLIOGRAFIA

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A PEDRIZA: UM LUGAR MÁGICO PARA A GEOLOGIA (VOL. II)

Neste artigo falarei exclusivamente do granito Tipo a Pedriza. Sua peculiar cor rosada em determinadas zonas é devido à oxidação do ferro que se encontra na biotita, um mineral filosilicatado (lamina-se em folhas facilmente) que se encontra como um dos componentes principais do granito, igual que o quartzo, feldspato potássico, plagioclasa e moscovita; em menor medida apresenta cordierita; e como minerais secundários podem aparecer clorita, epidota, rutilo, opacos e esfena  (Fig. 6) (Pérez González et al., 1990).

FIGURA 6. Detalhe do leucogranito tipo a Pedriza. Pode-se ver que o granito é de grão espesso e que esta constituido pelos seguintes minerais: quartzo, feldespato, biotita e em menor proporção moscovita. A Pedriza (Serra de Guadarrama).

FIGURA 6. Detalhe do leucogranito tipo a Pedriza. Pode-se ver que o granito é de grão espesso e que esta constituido pelos seguintes minerais: quartzo, feldspato, biotita e em menor proporção moscovita. A Pedriza (Serra de Guadarrama).

Os agentes geológicos externos como a meteorização e erosão estiveram modelando diferencialmente o relevo da Pedriza durante muitos milhões de anos, formando as formas maiores e menores que se descrevem a seguir. Todas estas formas dependem de três fatores, que são a composição (depende da minerología), textura (favores ou não a meteorização química) e a fisuração (a maior fraturamento, maior será a permeabilidade secundária, ou seja, aumenta a capacidade da rocha para transmitir água) (Pedraza Gilsanz et al., 1996).

As formas maiores (Fig.7) características são os domos como o Yelmo (Fig.8a), de forma campaniforme onde se vê o diaclasado curvilíneo por onde circulam as águas meteóricas que produzem a meteorização química da rocha. Si as diáclases são verticais formaram-se os crestones (Fig. 8b) e o cruzamento entre as fraturas curvas e verticais dão lugar aos berrocales.

FIGURA 7. Panorâmico das formas maiores desde a cima do Yelmo. Pedriza posterior (Serra de Guadarrama).

FIGURA 7. Panorâmico das formas maiores desde a cima do Yelmo. Pedriza posterior (Serra de Guadarrama).

O alongamento das descontinuidades devido à constante alteração forma pedrizas ou berrocales gradientes (Fig. 7 e 8c), tors (de forma acastelada devido à interação entre diáclases horizontais e verticais) (Fig. 8d) e lanchares (Fig. 7 e 8e). Se a alteração segue se gera uma zona de arenização (grus ou lehm) (Fig. 8f)  com alguns tors e rochas esféricas (Fig. 8g). Finalmente, as navas, são depressões escavadas num maciço granítico que foram ocupadas  pela água (Fig. 8h).

FIGURA 8. a) Domo campaniforme (Yelmo), b) cristas, c) pedrizas, d) tors (formas acasteladas), e) lanchares, f) lehm ou arenização, g) rochas esféricas e h) nava (a Lagunilla). Pedriza (Serra de Guadarrama).

FIGURA 8. a) Domo campaniforme (Yelmo), b) cristas, c) pedrizas, d) tors (formas acasteladas), e) lanchares, f) lehm ou arenização, g) rochas esféricas e h) nava (a Lagunilla). Pedriza (Serra de Guadarrama). Fotos feitas por Aida Chaos Morán.

As formas graníticas menores foram modeladas pela meteorização química, mecánica e a erosão principalmente de caráter eólico. A seguir descrevem-se algumas destas:

A reação da água meteórica com a rocha provoca uma disgregação dos grãos que formam o granito, gerando o que se chama pilas o pilancões, (Fig. 9a) depressões de seção mais o menos circular. O material desagregado pode dissolver-se ou bem ser expulso quando estas pilas preenchem-se de água. A partir destas formas originam-se os aros de pedra como conseqüência da precipitação dos produtos meteorizados que tinham endurecido as paredes dos pilancões dando como resultado uns relevos redondos.

Marmitas de gigante, (Fig.9b) com uma estrutura muito parecida as pilas, mas estas  encontram-se no leito do río. Sua formação é devida à atuação de pequenas pedras removidas pelo fluxo aquoso de forma helicoidal, arredondando de maneira abrasiva as paredes destas depressões.

Formados por desagregados minerais devido à umidade ou ao escoamento da água pela parede  formam-se ocos (alvéolos) chamados tafonis (Fig.9c).

Os canais ou acanaladuras (Fig.9d) originam-se pela passagem contínua da água pelo mesmo lugar em paredes verticais; formam verdadeiros regueiros.

Os pavimentos (Fig.9e) são planos de pouca pendente que se encontram bastante fraturados.

A paraestratificação  (Fig.9f) é devido ao diaclasado horizontal, dando à rocha uma falsa aparência duma rocha estratificada.

As saliências (Fig.9g) geram-se pelo desabamento de blocos a partir duma diáclase.

As pedras “caballeras” (Fig.9h) são grandes rochas que se encontram em equilíbrio sobre outra rocha que se chama pedestal.

A umidade e a temperatura geram fraturas em uma rocha que a separa em dois blocos com um certo ângulo que basculam até obter sua posição de equilíbrio, isto se conhece como blocos separados (Fig.9i).

Os craqueamentos pseudopoligonais (Fig.9j) são rachaduras que formam uma grade nas superficies endurecidas.

FIGURA 9. Imagens das formas menores de um relevo granítico. a) pilancões, b) marmitas de gigante, c) tafonis, d) canais, e) pavimentos, f) paraestratificação, g) saliências, h) pedra

FIGURA 9. Imagens das formas menores de um relevo granítico. a) pilancões, b) marmitas de gigante, c) tafonis, d) canais, e) pavimentos, f) paraestratificação, g) saliências, h) pedra “caballera”, i) blocos separados e j) craqueamentos pseudopoligonales. A Pedriza (Serra de Guadarrama).

Os desprendimentos são processos habituais neste entorno, assim que vou a mencionar dois casos bastante evidentes: o desprendimento de Penha Sirio e o Canto do Tolmo.

Em abril de 1995, produziu-se um processo gravitacional que se ouviu nas imediações do Refúgio Giner. Este processo foi induzido pelo predomínio das diáclases verticais e curvas de Penha Sirio que junto com os efeitos da gravidade, a água e a vegetação contribuíram á descolagem duma parte de rocha que caiu ladeira abaixo. Na sua passagem deixu uma série de pegadas que com o passar do tempo foram apagando. Graças a  estes sinais pôde-se reconstruir a trajetória da queda do bloco. O bloco B, de 100 m³, ficava-se inicialmente na base de Penha Sirio (posição 1)(Fig. 10), daí se deslocou até a posição 2, onde a rocha mostra um lascado de cor mais clara. O número 3, mostra a posição atual do bloco (Centeno e García Rodríguez, 2005).

FIGURA 10. Imagem que mostra o caminho de caida do bloco B localizado inicialmente na base de Penha Sirio.

FIGURA 10. Imagem que mostra o caminho da queda do bloco B localizado inicialmente na base de Penha Sirio.

Segundo Casiano de Prado (1864) o Canto do Tolmo tem umas dimensões de uns 17 m de altura, 73 m de circunferência e 176 m³ de volume o que vêm a ser um peso de umas 500 toneladas. Casiano advertiu uma superficie com uma coloração e forma diferente ao resto das caras deste bloco, o que significa que teve que se desprender de algum risco (Fig.11). Os riscos que se propuseram para a possível posição inicial do Tolmo foram: a Maza, localizada ao sul do Tolmo, o Pájaro, localizado ao norte e o Hueso, localizado ao norte ao outro lado da Dehesilla. Atualmente não se sabe a ciência certa de onde veio este seixo tão grande, mas o que sim sabemos é que é um bloco emblemático da Pedriza.

FIGURA 11. Penha do Tolmo. A Pedriza (Serra de Guadarrama).

FIGURA 11. Penha do Tolmo. A Pedriza (Serra de Guadarrama).

Para finalizar de conformar esta paissagem tão peculiar que oferece a Pedriza, encontramo-nos com “cerros testigos” (relevo residual devido à resistência frente à erosão graças a sua composição litológica) como o de San Pedro (Fig.12),localizado ao NE de Manzanares o Real. Este cerro é um verdadeiro ilhote que ficou desatado da vertente sul de Guadarrama e que ressalta sobre uma zona plana que foi erosionada pelos rios ao longo de muitos milhões de anos. Este monte ilha oferece uma informação valiosa para poder reconstruir a morfología primária da zona como saber o nível geral de onde procedía (Pedraza Gilsanz et al., 1996).

FIGURA 12. Reservatório de Santillana em Manzanares o Real e ao fundo à esquerda o cerro de San Pedro. Serra de Guadarrama.

FIGURA 12. Reservatório de Santillana em Manzanares o Real e ao fundo à esquerda o cerro de San Pedro. Serra de Guadarrama.

Quanto à vegetação e fauna, falarei só de umas poucas espécies. Quanto a primeira, os matagais mais comuns são as jaras, arbitrariamente se podem encontrar as seguintes espécies arbóreas: pinos, medronheiros, zimbros, teixos, azevinhos e roble rebollos (Fig.13).

FIGURA 13. Matagais e árvores características da Pedriza. a) Jara pringosa, b) pino selvagem, c) medronheiro, d) zimbro, e) teixo, f) azevinho e g) roble rebollo. Serra de Guadarrama.

FIGURA 13. Matagais e árvores características da Pedriza. a) Jara pringosa, b) pino selvagem, c) medronheiro, d) zimbro, e) teixo, f) azevinho e g) roble rebollo. Serra de Guadarrama.

Na fauna diferenciam-se a avícola (abutre leonado, coruja real, falcão peregrino e corvo) e os mamíferos como a cabra montés, que foi uma espécie introduzida no parque (Fig.14).

FIGURA 14. Fauna comun da Pedriza. a) Abutre leonado, b) coruja real, c) falcão peregrino, d) corvo e e) cabra montés. Serra de Guadarrama.

FIGURA 14. Fauna comun da Pedriza. a) Abutre leonado, b) coruja real, c) falcão peregrino, d) corvo e e) cabra montés. Serra de Guadarrama.

Finalmente, para finalizar com este artigo, falarei das lendas que mais gosto sobre a Pedriza.

Muitas são as histórias da “Caverna da Mora” (Fig. 15) que foram contadas através do tempo ao longo e a largo da Península, devido à ocupação muçulmana. Gustavo Adolfo Bécquer encontrou a inspiração numa lenda que aconteceu no Fitero (Navarra); talvez houve outra pessoa que encontrou sua musa nas bonitas paragens da Pedriza, deixando voar sua imaginação para deixar-nos esta bonita mas triste história de amor.

FIGURA 15. No centro da imagem vê-se uma árvore, lá é onde se encontra a entrada à caverna. A Pedriza anterior (Serra de Guadarrama).

FIGURA 15. No centro da imagem vê-se uma árvore, lá é onde se encontra a entrada à caverna. A Pedriza anterior (Serra de Guadarrama).

Uma bonita moça, filha dum rico muçulmano, cometeu o erro de apaixonar-se incondicionalmente por um jovem cristão. Seus pais, aterrorizados por este fatal acontecimento, decidiram isolar à jovem numa caverna de difícil acesso. Pasaram os anos e jamais voltaram a saber do cabaleiro cristão. Os nativos contam que, de vez em quando, a alma da jovem despeitada vaga entre os riscos do lugar.

Um dos riscos mais emblemáticos deste parque regional é o Cancho de los Muertos ou como era conhecido antigamente Riscos del Camposanto que durante o Século XIX serviu de refúgio para os bandoleiros. Um bando conhecido como “Los Peseteros”, liderado por Pablo Santos, decidiu sequestrar a uma jovem que provinha duma família endinheirada e assim poder pedir um rescate em troca de sua vida. Num momento dado, o chefe do bando tem que ir embora, e deixa à linda moça ao cargo de seus capachos. Estes, abrumados pela beleza da jovem e aproveitando o vaçio de poder, começaram a brigar para tentar abusar dela. Um deles matou ao outro, e quando o chefe regressou, quis impôr justiça, lançando ao assassino ao vaçio desde a cima do risco. Mas no último momento, o bandoleiro agarrou o seu chefe por uma perna e os dois caíram pelo precipício, chocando-se contra o châo da base. Isto causa estragos entre os bandoleiros e fogem despavoridos esquecendo-se da sequestrada. A bela moza, aproveita estes momentos de confusão e foge, seguramente desorientada, mas por sorte encontra-se com um pastor, “el Mierlo”, que à ajuda a sair da Pedriza e a acompanha até sua casa no centro de Madrid. A familia sente-se tão agradecida pelo regresso de sua filha, que oferece a Mierlo todo tipo de compensações, mas ele não quer nada, só deseja voltar com suas cabras a sua amada Pedriza.

Comenta-se que antigamente existiu uma forte rivalidade entre a Pedriza anterior e posterior. Estas disputas fizeram emerger uma guerra entre elas e levando à batalha os riscos pertencentes a cada bando. A Pedriza Posterior livrou a guerra com a ajuda dos “Guerrero”s e com o apoio das “Torres”. Para comemorar sua vitória erigiu a “Peña de la Bota”. Pasaram muitos anos e a Pedriza Anterior decidiu ir pela segunda batalha, saiendo vitoriosa. Para comemorar dito triunfo, erigiu o Yelmo, com o qual podia visualizar seus domínios. Finalmente, para que não voltase a ter disputas entre ambos bandos, pôs-se uma pedra no limite de ambos dominios o qual foi chamado Canto del Tolmo e tomando como guardião ao Centinela, encarregado de manter a paz.

Agradecimentos

Aida Chaos Morán que graças às suas fotos pude terminar de ilustrar este artigo com imagens.

References

Bernaldo de Quirós, C. (1923). La Pedriza del Real de Manzanares. Desnivel. 174 pp.

Centeno, J.D. y García Rodríguez, M. (2005). El papel de los procesos gravitacionales en los relieves graníticos: el derrumbe de Peña Sirio (Pedriza de Manzanares, Madrid). Universidad Alfonso X El Sabio. Escuela Politécnica Superior. Revista de Ciencia, Tecnología y Medio Ambiente. Volumen III, 18 p.

Días-Martínez, E. y Rodríguez Aranda, J.P. (2008). Itinerarios geológicos en la Comunidad de Madrid. Instituto Geológico y Minero de España. Madrid. 192 p.

Luengo, V. (2004). GUADARRAMA: MONTAÑAS DE LUZ. Desnivel. 157 pp.

Pedraza Gilsanz, J., Carrasco González, R. M., Díez Herrero, A., Martín Duque, J. F., Martín Ridaura, A., Sanz Santos, M. A. (1996). GEOMORFOLOGÍA. Principios, Métodos y Aplicaciones. Rueda. 413 pp.

Pérez González, A., Ruíz García, C, y Rodríguez Fernández, L. R. (1990). Torrelaguna, Hoja 509, 19-20. Escala 1:50.000. I.G.M.E.

Pérez-Soba, C., Reyes, J. & Villaseca, C. (2001): El leucogranito de La Pedriza: un caso de criptozonación y fraccionamiento extremo en la Sierra de Guadarrama. En: Actas III Congreso Ibérico de Geoquímica  (M. Lago, E. Arranz y e. Gale, Eds.), 405-409.

Pérez-Soba, C. & Villaseca, C. (2010). Petrogenesis of highly fractionated I-type peraluminous granites: La Pedriza pluton (Spanish Central System). Geologica Acta, Vol. 8 Nº 2, 131-149.

Prado, C. (1864). Descripción física y geológica de la Provincia de Madrid. Imprenta Nacional. 84 pp.

Villaseca, C. & Pérez-Soba, C. (1989). Fenómenos de alcalinización en granitoides hercínicos de la Sierra de Guadarrama (Sistema Central). Cuaderno Lab. Xeolóxico de Laxe. Vol: 14 pp. 201-212.

Villaseca, C., Barbero, L. & Rogers, G. (1998): Crustal origin of Hercynian peraluminous granitic batholiths of central Spain: petrological, geochemical and isotopic (Sr, Nd) constraints. Lithos, 43: 55-79.

A PEDRIZA: UM LUGAR MÁGICO PARA A GEOLOGIA (VOL. I)

Casiano de Prado (Fig.1a) em 1862 encontrou no Cerro de San Isidro uma jazida correspondente ao Paleolítico; este descobrimento ficou consubstanciado em seu livro (Prado, 1864). A partir deste tempo, a Serra de Guadarrama começou a despertar um grande interesse para os geólogos e naturistas da época. Foram vários discípulos os que continuaram estudando estas montanhas, mas o real impulsor acerca do conhecemento da Serra foi Francisco Giner dos Ríos (Fig.1b). Entretanto, Constancio Bernardo de Quirós (Fig.1c), discípulo de Giner dos Ríos, foi o mais importante contribuidor ao conhecemento da Serra (Luengo, 2004). Todos estes pioneiros, e outros que não se citam neste artigo, tinham contribuido ativamente ao conhecimento científico destas montanhas, as quais, hoje em dia seguem albergando numerosas incógnitas esperando ser relevadas.

FIGURE 1. a) Casiano de Prado, b) Francisco Giner dos Ríos e c) Constancio Bernardo de Quirós (Luengo, 2004).

FIGURA 1. a) Casiano de Prado, b) Francisco Giner dos Ríos e c) Constancio Bernardo de Quirós (Luengo, 2004).

Etimologicamente falando, o nome “Pedriza”, faz referência a uma zona pedregosa. Esta palavra vem do nome “pedra”, a qual deriva do latim “petra”. Este lugar levou dito nome devido à abundancia de blocos e formações rochosas que se encontram nele.

A Pedriza, plutão granítico com uma extensão de 32 Km², encontra-se formando parte do batolito do Sistema Central, mais concretamente na Serra de Guadarrama, localizada na Bacia Alta do rio Manzanares no município de Manzanares do Real ao NO de Madrid (España) (Fig. 2a, b e c).

FIGURA 2. a) Mapa geológico da parte oriental do Sistema Central español que mostra a distribução dos plutões dos granitos tipo S e I e a localização dos dois corpos (oriental e occidental) do plutão da Pedriza, b) distribução das quatro unidades que formam o plutão da Pedriza. c) Uma secção W-E que mostra a localização dos pulsos de magma nas rochas metamórficas e graníticas. A unidade G4, a mais fracionada, poderia ser o primer pulso de granito como pôde pasar em plutões altamente silicatados onde o magma encontra-se mais fracionado e é rico em voláties.(Pérez-Soba & Villaseca, 2010)

FIGURA 2. a) Mapa geológico da parte oriental do Sistema Central espanhol que mostra a distribuição dos plutões dos granitos tipo S e I e a localização dos dois corpos (oriental e ocidental) do plutão da Pedriza, b) distribuição das quatro unidades que formam o plutão da Pedriza. c) Uma seção W-E que mostra a localização dos pulsos de magma nas rochas metamórficas e graníticas. A unidade G4, a mais fracionada, poderia ser o primeiro pulso de granito como pode passar em plutões altamente silicatados onde o magma encontra-se mais fracionado e é rico em voláteis.(Pérez-Soba & Villaseca, 2010)

Encontra-se dividida em três zonas, que foram definidas por primera vez por Casiano de Prado (Prado, 1864): Sobreiro, Pedriza Anterior e Pedriza Posterior. Esta compartimentação é a que tinha usado Constancio Bernardo de Quirós para seus estudos, e é a que atualmente se encontra em regra (Fig.3).

FIGURA 3. Panorâmico de Cuerda Larga, da Pedriza anterior e posterior desde o collado de Quebrantaherraduras. Días-Martínez e Rodríguez Aranda (2008).

FIGURA 3. Panorâmico de Cuerda Larga, da Pedriza anterior e posterior desde o collado de Quebrantaherraduras. Días-Martínez e Rodríguez Aranda (2008).

– O Sobreirol, amplia-se desde o povoado de Manzanares o Real (907 m) até penha do Yelmo ou Diezmo (1.717 m). Seu nome deve-se a que antigamente esta zona esteve coberta de sobreiros hoje em dia inexistentes (Bernaldo de Quirós, 1923).

– A Pedriza Anterior, vai desde o penhasco do Yelmo até a Vaguada da Dehesilla (1.258 m). As morfologias representativas desta zona são os tors e lanchares, berrocales e estruturas dómicas; predominam as formas arredondadas.

– A Pedriza Posterior, a de maior extensão, vai desde a Vaguada da Dehesilla até as Torres (2.029 m). Carateriza-se pela presença de cristas e crestones; domina uma morfologia de caráter abrupto.

Esta grande massa granítica, configurada há mais de 300 Ma. dispõe-se sobre um substrato de ardósias (gneises, mármores e xistos), as mais antigas, submetidas a processos metamórficos durante a Era Paleozoica e Mesozoica (desde os 500 até os 66 Ma.). A Península Ibérica, formava parte de um supercontinente chamado Gondwana no qual se produzui a sedimentação no fundo marinho de rochas sedimentares como as ardósias e quartzitas, as quais sofreram um metamorfismo de caráter débil durante a Era Ordovícica e Silúrica. Os granitos descritos neste artigo,  formaram-se durante o Carbonífero (entre 360 e 300 Ma). Durante este tempo a orogênia Varisca ou Hercínica levantou-se e modelou o relevo, forçando ao mar a remover-se. Os agentes meteóricos e os processos erosivos estiveram modelando estas montanhas durante 250 Ma aproximadamente até que no Periodo Cretácico (desde 145 até os 65 Ma), tanto Madrid como Segovia, ficaram praticamente planas (planicies) e foram invadidas pelo mar (a Pedriza ficou como um illote, e a ambos lados da mesma formaram-se as bacias de sedimentação dando lugar aos carbonatos que hoje em día localizam-se nos limites da Pedriza). No Cretácico final, depositaram-se areias e carbonatos (calcáreas e dolomites) neste mar tropical. Depois, todas estas camadas foram dobradas e fraturadas durante a orogênia Alpina configurando o atual Sistema Central.

O plutão da Pedriza provem dum magmatismo associado a colisão continental, ou seja, o magmatismo começa uma vez acabada a colisão. O magma origina-se devido a um espessamento da crusta; esto é um peso excessivo na crusta e começa a afundar-se lentamente (subducção) onde atinge temperaturas o suficientemente elevadas para que a crusta começe a fusionar-se e assim se forma o conseguinte magma. Este fundido, é de caráter peralumínico (Villaseca et al., 1998), já que vem da fusão de rochas sedimentares que contem minerais ricos em alumínio como as biotitas, moscovitas, cordieritas, zircões, etc. Todas estas caraterísticas ajudam a definir um magmatismo de tipo S.

Em todo estudo sempre há contradições, e segundo Pérez-Soba et al. (2001), no setor central da Pedriza o magmatismo é de tipo I (Fig. 2b). Ou seja, nas zonas marginais do batolito o magmatismo é de tipo S, com rochas que tem bastante biotita como mineral principal, como granodioritas e monzogranitos, segundo se avança à zona interna do plutão, a quantidade de biotita (máfico; faz referência à cor escura do mineral e de sua composição ferro-magnesiana) diminui e  passa-se a chamar leucogranito (leuco=prefixo de raíz grega que significa branco e crático=sufixo de raíz grega que significa dominio).

Em definitiva o que estamos vendo é que ambas séries começam a formar-se a partir de um mesmo magma, mas com a diferenciação magmática; segundo começa o fundido a ascender, começa a mudar sua composição e vai-se produzindo o que se conhece como cristalização fraccionária (série de Bowen). Neste tempo começam a cristalizar os primeiros minerais de alta Tª, olivino, até alcançar à biotita, mineral de baixa Tª. Este fundido ascendente e muito quente derrete as rochas que se encontram no seu caminho, assim que vai envolvendo material alheio a sua composição primária, isto se conhece como assimilação magmática. Este processo gera uma mistura de magmas, com o que se obteve um fundido com uma composição diferente ao primigênio.

Como mostra Pérez-Soba & Villaseca (2010) na Fig.2c, o plutão granítico tinha-se  formado por vários pulsos magmáticos. Isto também contribui ao cambio da composição do corpo magmático quando é atingido por outro, produzindo-se um recarregamento da cámara magmática e obtendo uma mistura de magmas. Assim que, a Pedriza é um exemplo de intrusão com zonado normal onde se vê como cada pulso intrui no anterior e como são os conseqüentes contatos netos entre eles.

Este complexo plutónico que se encontra constituido nas zonas marginais por adamelitas porfidias ou monzogranitos de tipo Serra do Francés apresentando uma textura fluidal (indica em que direção mudaram-se os minerais dentro do magma), é o mais antigo; segundo se avança ao interior aparecem adamelitas porfídicas com cordierita de tipo Los Palancares, e finalmente o granito leucocrático (tipo a Pedriza) que intrui aos dois anteriores (Pérez González et al., 1990). As adamelitas apresentam características petrográficas semelhantes ao tipo La Pedriza (granito biotítico de grão espesso) mas suas diferenças estão na mineralogia. Nas primeras têm uma alta abundância de biotita e plagioclasa em comparação com o granito leucocrático, onde abunda o quartzo e o feldespato potássico, enquanto que o conteúdo de biotita diminui.

Os recifes originados pela intrusão dum magma através de fraturas, são corpos tabulares ou laminares de espessor variável que cortam a estrutura das rochas de caixa. Estas vêem-se muito bem na Charca verde, onde observam-se enxames de represas basálticas (microgabros) paralelos entre si cortando ao leucogranito (Fig.4).

FIGURA 4. Enxame de repressas paralelos de composição basáltica. Charca Verde (a Pedriza).

FIGURA 4. Enxame de repressas paralelos de composição basáltica. Charca Verde (a Pedriza).

O fato de que os contatos entre as represas basálticas e o leucogranito sejam retos é devido a que a rocha granítica encontrava-se relativamente fría, pelo que demonstra um comportamento rígido e é suscetível de fracturação. Por estas diáclases ascende o magma e se implanta o basalto (Fig.4).

Os diques félsicos são bastantes numerosos na vasta extensão que conforma este parque. Têm a mesma composição que um granito, o seja, quartzo, feldespato e biotita  mas com um tamanho de grão muito baixo, não apreciável a simple vista (Fig. 5). Estas estruturas indicam uma localização da intrusão a baixa temperatura (<300ºC) (epizona) e próximo da superficie entre 1 e 6 Km de profundidade.

FIGURA 5. Repressa aplítica que apresenta um contato neto com o granito . A Pedriza (Serra de Guadarrama).

FIGURA 5. Represa aplítica que apresenta um contato neto com o granito . A Pedriza (Serra de Guadarrama).

FORMAÇÃO BARCALIENTE: UMA ROCHA MÃE NO SERPUJOVIENSE-BASKIRIENSE DA ZONA CANTÁBRICA?

A zona Cantábrica (ZC) situa-se no núcleo do Arco Ibero-Armonicano e constitui a área externa (foreland and thrust belt) do flanco do sul do Orógeno Varisco. É caracterizada pela tectônica thin-skinned com metamorfismo de grau muito baixo (Pérez-Estaún et al., 1988). Inicialmente foi dividida por Julivert (1971) e Pérez Estaún et al. (1988) em cinco unidades tectonoestratigráficas diferentes: pregas e mantos, Bacia Carbonífera Central, Manto do Ponga, Picos de Europa e Pisuerga Carrión. Recentemente, Alonso et al. (2009), tinham proposto uma nova divisão que é  a que se usa  neste trabalho (Fig.1a).

Fig 1

FIGURA 1. a)Divisão das unidades tectonoestratigráficas da ZC segundo Alonso et al. (2009) e b)Localização da pedreira onde se realizou o estudo.

Sedimentos pelágicos acumulados em bacias do promontório marinhas podem apresentar níveis elevados em matéria orgânica (MO) e ser potenciais rochas mães de hidrocarburetos. Um exemplo é a Formação Niobrara constituída por calcárias pelágicas Cretácicas acumuladas na bacia do promontório do oeste de Norte-América. Durante o Carbonífero, na bacia marinha do promontório varisca da Zona Cantábrica, as calcárias com matéria orgânica dispersa (MOD) da Fm. Barcaliente formaram-se em uma área semelhante ao Fm. Niobrara.

O trabalho feito tem como objetivo o estudo das microfácies e petrografía da MOD, assim como a determinação da capacidade geradora dos hidrocarburetos.

Na pedreira localizada nas proximidades da represa do Porma, na localidade de Valdehuesa (León) (Fig. 1b), foram colhidas 10 amostras originárias dos últimos vinte metros da Fm. Barcaliente, formada por uma alternação de calcárias massivas, laminadas e margas (Fig. 2).

estratigrafia formación barcaliente

FIGURA 2. Coluna estratigráfica que mostra a seção da Pedreira do Porma e aos últimos 20 m da Formação Barcaliente em detalhe.

METODOLOGIA

Para cada amostra realizou-se 1 lâmina fina e provetas polidas do bloco da rocha, granulado e concentrado de MO, para posteriores estudos petrográficos. Ademais se levou a cabo a moenda das amostras ao tamanho requerido para os granulados, concentrados de MO, e análises químicas do carbono orgânico total (TOC), enxôfre total (TS) e carbono inorgânico (IC). O concentrado de MO levou-se a cabo para a obtenção de um maior número de partículas mensuráveis.

A descrição de microfácies levou-se a cabo através das análises de láminas finas com microscópio de luz transmitida e a caracterização da MOD e seu grau de evolução termal através do estudo de provetas polidas com microscópio de luz refletida e a medida da reflectância (INCAR) (Fig. 3).

microscopios

FIGURA 3. a) Microscópio de luz transmitida Nikon, modelo Eclipse LV 100 POL . Universidade de Oviedo e b) microscópio de luz refletida leitz dm4500. INCAR-CSIC.

DESCRIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA DISPERSA

 Uma vez estudadas as amostras foram reconhecidas assim componentes primários como hidrocarburetos ou componentes secundários gerados a partir da maduração da matéria orgânica.

Componentes primários:

Grupo da Vitrinita. Deriva de tecidos lignocelulósicos de plantas terrestres próprias da bacia.

Apresenta tamanhos menores a 10 micras nestas amostras. Em luz branca aparece de cor cinza escuro, sem relevo e superfície homogênea (Fig. 4).

vitrinita

FIGURA 4. Vitrinita (V) com sua cor cinza e superfície limpa característica.

-Grupo da inertinita. Deriva de tecidos lignocelulósicos enferrujados de plantas terrestres que tinham sido incorporadas na bacia. Com forma de Y e menor a 20 micras nestas amostras, em luz branca são de cor cinza clara e com relevo (Fig. 5).

inertinita

FIGURA 5. Partículas da inertinita (I) com formas características de “Y” que se correspondem na forma das cavidades celulares vegetais. Têm alto relevo e cores mais claros do que a vitrinita.

-Grupo da liptinita. Reconhecem-se dois tipos de partículas:

Alginita. Partículas de forma alongada e dimensões maiores a 50 micras nestas amostras.

Fluorescência amarela alaranjada; sua morfologia indica que poderia ser leioesferas, algas unicelulares marinhas (Fig. 6a).

 Liptodetrinita. Estilhas inferiores a 10 micras, fluorescência alaranjada. Podería provir das algas, já que não tinham identificado outros componentes derivados das plantas terrestres como esporinitas ou cutinitas  (Fig. 6b).

alginita y liptodetrinita

FIGURA 6. a) Secção da alga com morfologia em fuso identificada como Leioesfera em luz fluorescente e b) Microfragmentos de liptodetrinita.

Componentes secundários: foi possível identificar 6 tipos de betume e óleo.

Betume difuso. Apresenta-se como manchas finas, enchendo as porosidades interpartícula, contornando grãos, e biomóldica (Fig. 7).

FIGURA 7. Betume difuso enchendo porosidades interpartículas.

FIGURA 7. Betume difuso enchendo porosidades interpartículas.

-Betume anastomosado. Em luz branca apresenta a cor cinza clara com tendência amarela, área pontilhada e irregulares e às vezes aparece junto a pirita framboidal (Fig. 8).

anastomosado

FIGURA 8. Betume anastomosado junto a pirita framboidal (Py).

Betume esférico. De forma globosa com área pontilhada e picoteada, tamanho entre 3 e 12 micras nestas amostras, às vezes cercado de um halo avermelhado. Encontra-se concentrado já formando agregados das esferas (Fig. 9a) ou bem de maneira dispersa (Fig. 9b).

bitumen esferico

FIGURA 9.a) Betume esférico formando agregados e b) betume esférico de maneira dispersa.

-Migrabetume e pirobetume. Primeramente apresentando uma cor cinza e área limpa (Fig. 10a e b) e o segundo a cor branca e cinza da área pontilhada (Fig. 10c). Encontram-se enchendo porosidades intercristalinas com hábito geométrico.

FIGURA 10. Enchendo porosidades intercristalinas, a) migrabetume com luz branca, b) migrabetume com luz fluorescente e c) pirobetume com luz branca.

FIGURA 10. Enchendo porosidades intercristalinas, a) migrabetume com luz branca, b) migrabetume com luz fluorescente e c) pirobetume com luz branca.

-Óleo. Enchendo porosidades intercristalinas com tamanho inferior a 2 micras nestas amostras. Aparece em forma de gotas de cor verde intenso, perceptível unicamente em luz fluorescente (Fig. 11a e b).

aceite

FIGURA 11. Óleo enchendo porosidades intracristalinas a) com luz fluorescente e b) com luz branca onde não se veem as gotas do óleo.

DESCRIÇÃO DAS FÁCIES

As observaciões do afloramento e o estudo petrográfico das láminas finas permitiram a identificação de 4 fácies diferentes (Fig. 12) que formam o intervalo da sucessão estudada que vai desde o metro 90 até o metro 116 (Fig. 2). As espessuras de 0,5 e 0,7 m das calcárias mudstone escuras e massas correspondem-se as fácies A. As fácies B (B1 e B2) formam os intervalos das calcárias laminadas, e as fácies M correspondem-se aos estratos de margas que aparecem no topo da sucessão.

anexoII

FIGURA 12. Descrição e clasificação petrográfica das fácies em luz transmitida.

Fácies A (Fig. 13). Representa 80,4% da seção. Calcárias mudstone, escuras, massas e bioturbação. Seu baixo conteúdo em matéria orgânica dispersa marcam-lhe os valores mínimos de TOC (0.11-0,13%) e enxôfre total (0.03-0.05%). A matéria orgânica dispersa corresponde principalmente a hidrocarburatos (betume esférico e menor extensão pirobetume e pouco óleo) além de liptodetrinita, vitrinita e inertinita.

FIGURA 13. a) Facies A no campo, b) detalhe de bioturbação (Biot) em lámina fina das facies A, c, d e e) mostra os hidrocarburetos mais abundantes nas facies A, sendo liptodetrinita (Lipt) e óleo (oil), pirobetume e betume esférico respectivamente.

FIGURA 13. a) Fácies A no campo, b) detalhe de bioturbação (Biot) em lámina fina das fácies A, c, d e e) mostra os hidrocarburetos mais abundantes nas fácies A, sendo liptodetrinita (Lipt) e óleo (oil), pirobetume e betume esférico respectivamente.

-Fácies B. Representa18,7 % da seção. Calcáreas mudstone-wackstone, escuras com laminação bem a muito bem desenvolvida e pouca ou nula bioturbação. Seu conteúdo em matéria orgânica dispersa é enorme e apresenta valores TOC (0.23-0.78%) e enxôfre (0.14-0.79%). A matéria dispersa corresponde principalmente a hidrocarburetos (betume difuso, anastomosado, pirobetume e betume esférico), além de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. Foram diferenciado duas microfácies: a fácie B1 (Fig. 14) está caracterizada por uma laminação bem desenvolvida, com evaporitos e um maior TOC com maior frequência de liptodetrinita; e a B2 (Fig. 15), com laminação pior desenvolvida, valores de TOC menores e óleo.

FIGURA 14. a) Facies B1no campo, b) laminação bem desenvolvida, crinoideo (Cr), bioturbação (Biot) e evaporitos (Y) nas facies B1, c) liptodetrinita e d) pirobetume.

FIGURA 14. a) Fácies B1 no campo, b) laminação bem desenvolvida, crinoideo (Cr), bioturbação (Biot) e evaporitos (Y) nas fácies B1, c) liptodetrinita e d) pirobetume.

FIGURA 15. a) Facies B2 no campo, b) laminação pior desenvolvida, c) óleo, d) betume difuso e e)inertinita.

FIGURA 15. a) Fácies B2 no campo, b) laminação pior desenvolvida, c) óleo, d) betume difuso e e)inertinita.

-Fácies M  (Fig. 16) são margas escuras e representam 0,9% da sucessão. Seu conteúdo em matéria orgânica dispersa é elevado com os maiores valores de TOC (1.76-2.84%) e enxôfre (1.55-1.85%). A matéria orgânica corresponde principalmente a hidrocarburetos (betume difuso, anastomosado, esférico, pirobetume e migrabetume exclusivo desta fácies) além de vitrinita, inertinita, liptodetrinita e leioesferas.

FIGURA 16. a) Facies M no campo , b) betume anastomosado, c) pirobetume, d) migrabetume, e)alginita (leioesfera) e f) liptodetrinita.

FIGURA 16. a) Fácies M no campo , b) betume anastomosado, c) pirobetume, d) migrabetume, e)alginita (leioesfera) e f) liptodetrinita.

DISTRIBUIÇÃO DE REFLECTÂNCIA DOS COMPONENTES ORGÂNICOS

A reflectância da vitrinita é um parâmetro ótico que se determina em partículas de vitrinita com um  microscópio ótico de reflexão e usa-se como indicador de maturidade termal. Tem uma elevada sensibilidade para a diagénesis e catagénesis, estágios particularmente importantes na generação do óleo (Taylor et al. 1998). A medida da reflectância da vitrinita em MOD está sujeita a maior incertidumbre do que nos carvões, devido principalmente a sua escassez, sobretudo em ambientes distantes do continente, onde é considerada um componente alóctono, e as dificuldades de sua identificação em presença de betume e inertinita que podem ter propriedades óticas semelhantes (ASTM D7708-11).

Tem-se observado que alguns componentes secundários como o óleo, capturado em imperfeições cristalinas, tem fluorescência de cor verde, a alginita e a liptodetrinita tem fluorescência de cores amarelas e laranjadas, características da janela de generação do petróleo, enquanto que a vitrinita e a inertinita não apresentam fluorescência, e único aqueles de menor reflectância apresentam ocasionalmente uma fluorescência de cor parda e baixa intensidade.

A representação da reflectância dos diferentes componentes em função da profundidade não sugere uma variação de maturidade ligada ao enterro das amostras estudadas. Optou-se portanto pela representação conjunta das reflectâncias dos diferentes componentes nas diferentes fácies (Fig.17).

FIGURA 17. Histograma dos valores de refletância da vitrinita que mostram uma baixa dispersão, com uma moda 1,22%, na janela do petróleo. A reflectância da inertinita é geralmente maior com modas no intervalo 1.4-1.7% para as facies B e M que se mostram no histograma.

FIGURA 17. Histograma dos valores de refletância da vitrinita que mostram uma baixa dispersão, com uma moda 1,22%, na janela do petróleo. A reflectância da inertinita é geralmente maior com modas no intervalo 1.4-1.7% para as fácies B e M que se mostram no histograma.

O betume anastomosado não aparece na fácies A. Observa-se a existência de duas distribuições  de reflectância com valores diferentes para as fácies B e M. O betume anastomosado na fácies B tem uma reflectância menor que a vitrinita (1.12%), exceto  nos casos em que se encontra associado a pirita que tem valores em torno 3.49%. Na fácies M o anastomosado tem reflectâncias maiores do que vitrinita e em torno 1.80 %. O betume anastomosado das fácies B poderia ter uma origem primária (algal ou bacteriano) com betuminita  lamalginita. No caso da fácies M, a mais alta reflectância deste componente, maior que a reflectância da vitrinita, sugere que não é exclusivamente de origem primária, e dado que sua distribuição de reflectâncias é igual que a do pirobetume da fácies M, poderia-se dizer que o betume anastomasado nesta fácies é aplicável ao betume inserido a favor da foliação da rocha. O betume que ocupa espaços intercristalinos tem uma distribuição complexa de  reflectâncias com diferentes valores modales que sugere diferentes generações de betume ou processos de alteração dos mesmos. Só na fácies M está o de menor reflectância (~0.90%), enquanto que em todas as fácies há pirobetumes com valores modales próximos 1.5 e 2.0%.

O betume esférico com uma grande distribuição de reflectâncias, rastros de alteração avermelhado e evidências de piritização é o que tem maior reflectância e podería ser aplicável a uma primeira generação de betume, usado como substrato pelas bacterias sulfato redutoras que, na sua vez, poderiam ser responsável de sua alta reflectância. A alteração avermelhada poderia ser um processo posterior de alteração da pirita (Fig. 18).

FIGURA 18. Histogramas de distribuição de valores da reflectância do betume em que se diferenciou entre o migrabetume (0,87%) e pirobetume (1,55%), betume anastomosado (1,12%) e betume esférico (2,27%).

FIGURA 18. Histogramas de distribuição de valores da reflectância do betume em que se diferenciou entre o migrabetume (0,87%) e pirobetume (1,55%), betume anastomosado (1,12%) e betume esférico (2,27%).

A reflectância do betume pode usar-se também como parámetro de maturidade da rocha. Segundo a correlação de Jacob (1989), para uma reflectância no betume 0,87%, que é de menor reflectância obteria-se uma reflectância da vitrinita equivalente 0.94% (migrabetume) e para refelctâncias de betume 1.5%, população representada em todas as fácies, a reflectância da vitrinita equivalente seria 1.33% (pirobetume). A reflectância da vitrinita 1.22% encontra-se entre estes dois valores e está na etapa final da janela do petróleo, indica estágios avançados de maturidade (Fig.19).

FIGURA 19. Etapas de maturidade segundo a reflectância da vitrinita.

FIGURA 19. Etapas de maturidade segundo a reflectância da vitrinita.

Conteúdo em carbono e enxôfre das amostras

O TOC é um indicador da capacidade geradora de hidrocarburetos de uma rocha e está verificado por três fatores segundo Tyson (1989 e 1995): a entrada de MO, sua preservação e a diluição da MO com a matéria mineral. A consideração da qualidade de uma rocha mãe como fonte de hidrocarburetos depende não só de seu conteúdo orgânico, senão também de sua litologia. Segundo Holditch, (2011) as rochas margosas são consideradas muito boas rochas mãe de hidrocarburetos com valores superiores de TOC  2%, enquanto que rochas carbonatadas com TOC entre 1 e 2% têm a mesma consideração. Segundo Holditch (2011) a capacidade geradora da fácie M seria de boa a muito boa, moderada a boa na fácie B e pobre no caso da fácie A. Não obstante, tem que ter em conta que estas amostras estão muito evolucionadas, e portanto já  gerou os hidrocarburetos líquidos que lhe permitiu sua MO, pelo qual os valores de TOC são provavelmente inferiores dos sedimentos originais, ao menos no caso das fácies B e M (Fig. 20).

 FIGURA 20. Potencial da rochas mãe em função do TOC segundo Holditch (2011).


FIGURA 20. Potencial das rochas mãe em função do TOC segundo Holditch (2011).

As análises conjuntas dos valores de TOC, IC e TS obtidos, mostra uma correlação direta entre os valores de TOC e TS para todas as fácies. A presença de enxôfre nas amostras corresponde-se com a existência da pirita framboidal, cuja presença associa-se à actividade de bacterias sulfato-redutoras que degradam a MO que há no sedimento/rocha e atúa em condições anóxicas (Berner e Raiswell, 1983). A representação das amostras no diagrama TOC/TS a qual se lhe puseram os diferentes ambientes de acordo com Leventhal (1995), permite situar as amostras da fácie A num ambiente euxínico e as fácies B e M em ambiente de marinho normal a euxínico (Fig. 21).

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para as amostras deste trabalho.As linheas azuis correspondem as zonas definidas por Leventhal (1995). As marcas vermelhas correspondem a facies A, as verdes a facies B e as azuis a facies M.

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para as amostras deste trabalho.As linhas azuis correspondem as zonas definidas por Leventhal (1995). As marcas vermelhas correspondem a fácies A, as verdes a fácies B e as azuis a fácies M.

DISCUSSÃO

Propriedades da Fm. Barcaliente como rocha mãe

19,6% do intervalo estratigráfico estudado desta formação está representado por fácies B e M com uma capacidade geradora de moderada a boa para as rochas carbonatadas e margosas segundo os conteúdos de TOC, que se usam como indicador da quantidade de MO, não de sua qualidade. Devido a este potencial, em origem, a Fm. Barcaliente pôde ser uma rocha fonte, de fato, originaram-se hidrocarburetos. A maior parte do TOC da fácie A, corresponde a hidrocarburetos que migraram desde a fácies B e M. Os valores de reflectância da vitrinita (~1.22 %) indicam um estado de maduração avançado, ao final da janela de geração de petróleo (Fig. 19). A presença de betumes confirma que as rochas  geraram hidrocarburetos líquidos, alguns dos quais eram capturados nas imperfeições dos cristais de calcita (óleo). Outros se deslocam tendo a forma de gotas, que foram usadas como substrato orgânico pelas bacterias sulfato redutoras (betume esférico piritizado). Outros se infiltraram entre os grãos da rocha, migrabetume e pirobetume, atingindo diferentes níveis de reflectância, e outros se deslocam ficando junto à matéria orgânica autóctona do sedimento, provavelmente véus algares ou cianobacterias e mantendo o seu hábito anastomosado característico.

Maturidade térmica. Comparação dos valores de reflectância com outros dados de maturidade termal

Os valores de reflectância da vitrinita obtidos neste trabalho (~1.22%) estão no rango dos obtidos para os carvões Estefanienses das bacias geradoras próximas. Na bacia do Reyero-Salamón os carvões são de tipo Betuminoso B (1<Rr<1,4%). Porém, os valores de CAI obtidos por Aller et al. (2005) nas calcáreas carboníferas do Manto de Forcada são de 1,5, que corresponderiam a valores de reflectância da vitrinita algo inferiores, incluídos entre 0,5-0,7% (Mendoça Filho e Borrego, 2014).

O ambiente de depósito

As características de laminação e bioturbação sugere que estas rochas formaram-se num ambiente marinho redutor; a escassez da vitrinita e inertinita e de outros componentes derivados de plantas terrestres superiores como esporas e cutículas e o baixo conteúdo em geral em sedimentos detríticos sugere um ambiente longe da zona da costa. A presença das algas degradadas, tentativamente identificadas como leiosferas, apoiaria este ambiente. O conteúdo orgânico e as relações C/S em torno a 1,34%-3,14% sugerem um ambiente disóxido a anóxico com uma productividade/preservação da MO de pouca a boa. A pouca disponibilidade de oxigênio durante o depósito das fácies M e B é congruente com a practicamente ausência de bioturbação e a abundância de framboides de pirita (fácies B e M).

Na fácies A, produz-se uma diminuição dos valores de TOC, coincidindo com a aparição de abundantes calciesferas e ostrácodos e uma alta bioturbação. Estes dados indicariam uma melhora nas condições de oxigenação do fundo e portanto do reciclado e alteração da MO.

Berner e Raiswell (1983) estabeleceram uma correlação positiva entre o TOC e o enxôfre em meios marinhos atuais, onde se assume que a pirita forma-se pela redução do sulfato de água marinha promovida pelas bacterias sulfato-redutoras. Fatores limitantes podem ser a presença de Fe, normalmente contribuido por sedimentos detríticos ou de sulfato, geralmente abundante em meios marinhos. O aumento de TS nas fácies B e sobretudo na M é congruente com o aumento em TOC e a menor disponibilidade de oxigênio. A relação C/S tem uma diminuição considerável na fácies M (1,34%) que pode ser devido a um aumento da degradação da MO durante os processos de redução do sulfato (Leventhal, 1983; Sweeney e Kaplan, 1980) ou mais provavelmente para a limitação na formação de pirita devido à ausência de ferro em rochas quase exclusivamente formadas por carbonatos (fácies A).

CONCLUSÕES

1.-As amostras estudadas contém betumes e óleos gerados pela maduração da matéria orgânica.

2.-Os poucos componentes terrígenos, vitrinita e inertinita, indicam áreas distantes do continente; e a presença de algas (provável Leioesferas) confirma um ambiente marinho.

3.-A reflectância da vitrinita (Rr~ 1.22%) pôde indicar estágios avançados de maturidade termal ao final da janela do petróleo. Isto é congruente com cores alaranjadas na pouca liptinita residual e com reflectâncias de betume que correspondem aos valores 0,94 e 1,33%, de reflectância da vitrinita equivalente.

Considerando isoladamente este intervalo, (10 % da Fm.), a capacidade como rocha mãe para a geração de hidrocarburetos é baixa; embora apresente níveis com uma capacidade de geração boa (fácies B e M). Tendo em conta que a presente análise foi levada a cabo nos últimos 20 metros da Fm., sería conveniente a realização de estudos mais detalhados.

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