FORMACIÓN BARCALIENTE ¿UNA ROCA MADRE EN EL SERPUJOVIENSE-BASKIRIENSE DE LA ZONA CANTÁBRICA?

La Zona Cantábrica (ZC) se sitúa en el núcleo del Arco Ibero-Armoricano y constituye la zona externa (foreland and thrust belt) del flanco meridional del Orógeno Varisco. Está caracterizada por una tectónica thin-skinned con un metamorfismo de muy bajo grado (Pérez-Estaún et al., 1988). Inicialmente fue dividida por Julivert (1971) y Pérez Estaún et al. (1988) en cinco unidades tectonoestratigráficas diferentes: Pliegues y Mantos, Cuenca Carbonífera Central, Manto del Ponga, Picos de Europa y Pisuerga-Carrión. Recientemente, Alonso et al. (2009), han propuesto una nueva división que es la que se ha adoptado en este trabajo (Fig.1a).

FIGURA 1. a) División de las unidades tectonoestratigráficas de la ZC según Alonso et al. (2009) y b) Ubicación de la cantera donde se ha realizado el estudio.

FIGURA 1. a) División de las unidades tectonoestratigráficas de la ZC según Alonso et al. (2009) y b) Ubicación de la cantera donde se ha realizado el estudio.

Sedimentos pelágicos acumulados en cuencas de antepaís marinas pueden presentar altos contenidos en materia orgánica (MO) y ser potenciales rocas madre de hidrocarburos. Un ejemplo es la Fm. Niobrara constituida por calizas pelágicas cretácicas acumuladas en la cuenca de antepaís del oeste de Norte-América. Durante el Carbonífero, en la cuenca marina de antepaís varisca de la Zona Cantábrica, las calizas con materia orgánica dispersa (MOD) de la Fm. Barcaliente se formaron en un contexto similar al de la Fm. Niobrara.

El trabajo realizado tiene como objetivo el estudio de las microfacies y petrografía de la  MOD, así como la determinación de la capacidad generadora de hidrocarburos.

En la cantera ubicada en las cercanías del Embalse del Porma, en la localidad de Valdehuesa (León) (Fig. 1b), se cogieron 10 muestras procedentes de los últimos 20 metros de la Fm. Barcaliente, formada por una alternancia  de calizas masivas, laminadas y margas (Fig. 2).

estratigrafia formación barcaliente

FIGURA 2. Columna estratigráfica que muestra la sección de la cantera del Porma y los últimos 20 m de la Formación Barcaliente en detalle.

METODOLOGÍA

Para cada muestra se realizó 1 lámina delgada y probetas pulidas de bloque de roca, granulado y concentrado de MO, para posteriores estudios petrográficos. Además se llevó a cabo la molienda de las muestras al tamaño requerido para los granulados, concetrados de MO, y análisis químicos de carbono orgánico total (TOC), azufre total (TS) y carbono inorgánico (IC). El concentrado de MO se llevó a cabo para la obtención de un mayor número de partículas medibles.

La descripción de microfacies se llevó a cabo mediante análisis de láminas delgadas con microscopio de luz transmitida y la caracterización de la MOD y su grado de evolución termal mediante el estudio de probetas pulidas con microscopios de luz reflejada y la medida de la reflectancia (INCAR) (Fig. 3).

microscopios

FIGURA 3. a) Microsopio de luz transmitida Nikon, modelo Eclipse LV 100 POL . Universidad de Oviedo y b) microscopio de luz reflejada leitz dm4500. INCAR-CSIC.

DESCRIPCIÓN DE LA MATERIA ORGÁNICA DISPERSA

Una vez estudiadas las muestras se han reconocido tanto componentes primarios como hidrocarburos o componentes secundarios generados a partir de la maduración de la materia orgánica. 

Componentes primarios:

Grupo de la Vitrinita. Deriva de tejidos lignocelulósicos de plantas terrestres incorporadas a la cuenca. Suele presentar tamaños inferior a 10 micras en estas muestras. En luz blanca aparece gris oscuro, sin relieve y superficie homogénea.

vitrinita

FIGURA 4. Vitrinita (V) con su color gris y superficie limpia característica.

-Grupo de la inertinita. Deriva de tejidos lignocelulósicos oxidados de plantas terrestres que han sido incorporadas a la cuenca. Con forma de Y e inferior a 20 micras en estas muestras, en luz blanca son de un gris claro y con relieve (Fig. 5).

inertinita

FIGURA 5. Partículas de inertinita (I) con morfología caracterísitca de “Y” que corresponde a la forma de las cavidades celulares vegetales. Presentan alto relieve y colores más claros que la vitrinita.

-Grupo de la liptinita. Se reconocen dos tipos de partículas:

Alginita. Partículas de forma alargada y dimensiones superiores a 50 micras en estas muestras. Fluorescencia amarilla anaranjada; su morfología apunta que podría ser leioesferas, algas unicelulares marinas (Fig. 6a).

Liptodetrinita. Fragmentos inferiores a 10 micras, fluorescencia anaranjada. Podría provenir de algas, ya que no se han identificado otros componentes derivados de plantas terrestres como esporinitas o cutinitas (Fig. 6b).

alginita y liptodetrinita

FIGURA 6. a) Sección de alga con morfología en huso identificada como Leioesfera en luz fluorescente y b) Microfragmentos de liptodetrinita.

Componentes secundarios: se han podido identificar 6 tipos de bitumen y aceite.

Bitumen difuso. Se presenta como manchas tenues, rellenando las porosidades interpartícula, bordeando granos, y biomóldica (Fig. 7).

FIGURA 7. Bitumen difuso.

FIGURA 7. Bitumen difuso rellenando porosidades interpartículas.

-Bitumen anastomosado. En luz blanca presenta un color gris claro con tendencia amarillenta, superficie punteada e irregular y a veces aparece asociado a pirita framboidal (Fig. 8).

anastomosado

FIGURA 8. Bitumen anastomosado asociado a pirita framboidal (Py).

 Bitumen esférico. De forma globosa con superficie punteada y picoteada, tamaño entre 3 y 12 micras en estas muestras, a veces rodeado de un halo rojizo. Se encuentra concentrado ya formando agregados de esferas (Fig. 9a) o bien de manera dispersa (Fig. 9b). 

bitumen esferico

FIGURA 9.a) Bitumen esférico formando agregados y b) bitumen esférico de manera dispersa.

-Migrabitumen y pirobitumen. Presentando un color gris oscuro y superficie limpia el primero (Fig. 10a y b) y color blanco y gris de superficie punteada el segundo (Fig. 10c). Se encuentran rellenando porosidades intercristalinas con hábito geométrico.

FIGURA 10. Rellenando porosidades intercristalinas, a) migrabitumen con luz blanca, b) migrabitumen con luz fluorescente y c) pirobitumen con luz blanca.

FIGURA 10. Rellenando porosidades intercristalinas, a) migrabitumen con luz blanca, b) migrabitumen con luz fluorescente y c) pirobitumen con luz blanca.

Aceite. Rellena porosidades intracristalinas con tamaño inferior a 2 micras en estas muestras. Aparece en forma de gotas de color verde intenso, perceptible únicamente en luz fluorescente (Fig. 11a y b).

aceite

FIGURA 11. Aceite rellenando porosidades intracristalinas a) con luz fluorescente y b) con luz blanca donde no se ven las gotas de aceite.

DESCRIPCIÓN DE LAS FACIES.

Las observaciones de afloramiento y el estudio petrográfico de las láminas delgadas ha permitido identificar 4 facies diferentes (Fig. 12) que componen el intervalo de la sucesión estudiada que abarca desde el metro 90 hasta el metro 116 (Fig. 2). Los paquetes de 0,5 y 7 m de espesor de calizas mudstone oscuras y masivas corresponden a las facies A. Las facies B (B1 y B2) forman los intervalos de calizas finamente laminadas, y la facies M corresponde a los dos estratos de margas que aparecen en la parte superior de la sucesión.

luz transmitida

FIGURA 12. Descripción y clasificación petrográfica de facies en luz transmitida.

Facies A (Fig. 13). Representa el 80,4% de la sección. Calizas mudstone, oscuras, masivas, y bioturbación . Su bajo contenido en materia orgánica dispersa lo señalan los valores mínimos de TOC (0.11-0,13%) y azufre total (0.03-0.05%). La materia orgánica dispersa corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen esférico y en menor medida pirobitumen y escaso aceite) además de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. 

FIGURA 13. a) Facies A en el campo, b) detalle de bioturbación (Biot) en lámina delgada de las facies A, c, d y e) muestra los hidrocarburos más abundantes en las facies A, siendo liptodetrinita (Lipt) y aceite (oil), pirobitumen y bitumen esférico respectivamente.

-Facies B. Representa el 18,7% de la sección. Calizas mudstone-wackstone, oscuras con laminación bien a muy bien desarrollada y escasa o nula bioturbación. Su contenido en materia orgánica dispersa es mayor y presenta valores TOC (0.23-0.78%) y azufre (0.14-0.79%). La materia dispersa corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen difuso, anastomosado, pirobitumen y bitumen esférico), además de liptodetrinita, vitrinita e inertinita. Se han diferenciado dos microfacies: La facies B1 (Fig. 14) está caracterizadala por una laminación bien desarrollada, presencia de evaporitas y mayor TOC con mayor frecuencia de liptodetrinita; y la B2 (Fig. 15), con laminación peor desarrollada, valores de TOC inferiores y aceite. 

FIGURA 14. a) Facies B1en el campo, b) laminación bien desarrollada, crinoideo (Cr), bioturbación (Biot) y evaporitas (Y) en las facies B1, c) liptodetrinita y d) pirobitumen.

FIGURA 14. a) Facies B1en el campo, b) laminación bien desarrollada, crinoideo (Cr), bioturbación (Biot) y evaporitas (Y) en las facies B1, c) liptodetrinita y d) pirobitumen.

FIGURA 15. a) Facies B2 en el campo, b) laminación peor desarrollada, c) aceite, d) bitumen difuso e e)inertinita.

FIGURA 15. a) Facies B2 en el campo, b) laminación peor desarrollada, c) aceite, d) bitumen difuso e e)inertinita.

-Facies M (Fig. 16) son margas oscuras y representan el 0,9% de la sección. Su contenido en materia orgánica dispersa es alto con los mayores valores de TOC (1.76-2.84%) y azufre (1.55-1.85%). La materia orgánica corresponde principalmente a hidrocarburos (bitumen difuso, anastomosado, esférico, pirobitumen y migrabitumen exclusivo de esta facies) además de vitrinita, inertinita, liptodetrinita y leioesferas.

FIGURA 16. a) Facies M en el campo, b) bitumen anastomosado, c) pirobitumen, d) migrabitumen, e)alginita (leioesfera) y f) liptodetrinita.

FIGURA 16. a) Facies M en el campo, b) bitumen anastomosado, c) pirobitumen, d) migrabitumen, e)alginita (leioesfera) y f) liptodetrinita.

DISTRIBUCIÓN DE REFLECTANCIA DE LOS COMPONENTES ORGÁNICOS

La reflectancia de la vitrinita es un parámetro óptico que se determina en partículas de vitrinita con un microscopio óptico de reflexión y se usa como indicador de madurez termal. Tiene una elevada sensibilidad para la diagénesis y la catagénesis, etapas particularmente importantes en la generación de petróleo (Taylor et al. 1998). La medida de la reflectancia de la vitrinita en MOD está sujeta a mayor incertidumbre que en los carbones, debido fundamentalmente a su escasez, sobre todo en ambientes alejados del continente, donde es considerada un componente alóctono, y a las dificultades de su identificación en presencia de bitumen e inertinita, que pueden tener propiedades ópticas similares (ASTM D7708-11).

Se ha observado que algunos componentes secundarios como el aceite, atrapado en imperfecciones cristalinas, posee fluorescencia de color verde, la alginita y la liptodetrinita tienen fluorescencia de colores amarillos y anaranjados, características de la ventana de generación de petróleo, mientras que la vitrinita y la inertinita no presentan fluorescencia. La mayoría de los bitúmenes observados no presentan fluorescencia, y sólo aquellos de menor reflectancia presentan ocasionalmente una fluorescencia de color pardo y baja intensidad.

La representación de la reflectancia de los diversos componentes en función de la profundidad no sugiere una variación de madurez ligada al enterramiento en las muestras estudiadas. Se ha optado por tanto por la representación conjunta de las reflectancias de los diversos componentes en las distintas facies (Fig.17).

FIGURA 17. Histograma de los valores de refletancia de la vitrinita que muestran una baja dispersión, con una moda en 1,22%, en la ventana del petróleo. La reflectancia de la inertinita es generalmente mayor con modas en el intervalo 1.4-1.7% para las facies B y M que se muestran en el histograma.

FIGURA 17. Histograma de los valores de refletancia de la vitrinita que muestran una baja dispersión, con una moda en 1,22%, en la ventana del petróleo. La reflectancia de la inertinita es generalmente mayor con modas en el intervalo 1.4-1.7% para las facies B y M que se muestran en el histograma.

El bitumen anastomosado no aparece en la facies A. Se observa la existencia de dos distribuciones de reflectancia con valores diferentes para las facies B y M. El bitumen anastomosado en la facies B tiene una reflectancia menor que la vitrinita (1.12%), excepto en los casos en que se encuentra asociado a pirita que alcanza valores en torno a 3.49%. En la facies M el bitumen anastomosado tiene reflectancias superiores a las de la vitrinita y en torno a 1.80 %. El bitumen anastomosado de las facies B podría tener un origen primario (algal o bacteriano) relacionado con bituminita o lamalginita. En el caso de la facies M, la mayor reflectancia de este componente, mayor que la reflectancia de la vitrinita, sugiere que no es exclusivamente de origen primario, y dado que su distribución de reflectancias coincide con la que se observa en el pirobitumen de la facies M, podría sugerirse que el bitumen anastomosado en esta facies corresponde a pirobitumen intercalado a favor de la laminación de la roca. El bitumen que ocupa espacios intercristalinos tiene una distribución compleja de reflectancias con varios valores modales que sugiere diversas generaciones de bitumen o de procesos de alteración de los mismos. Solo en la facies M está presente el de menor reflectancia (~0.90%), mientras que en todas las facies hay pirobitúmenes con valores modales próximos a 1.5 y 2.0%.  El bitumen esférico con una amplia distribución de reflectancias, huellas de alteración rojiza y evidencias de piritización es el que tiene mayor reflectancia y podría corresponder a una primera generación de bitumen, utilizado como sustrato por las bacterias sulfato reductoras que, a su vez, podrían ser responsables de su mayor reflectancia. La alteración rojiza podría deberse a un proceso posterior de alteración de la pirita (Fig. 18).

reflectancia2

FIGURA 18. Histogramas de distribución de valores de la reflectancia del bitumen en el que se ha diferenciado entre el migrabitumen (0,87%) y pirobitumen (1,55%), bitumen anastomosado (1,12%) y bitumen esférico (2,27%).

La reflectancia del bitumen puede utilizarse también como parámetro de madurez de la roca. Según la correlación de Jacob (1989), para una reflectancia en el bitumen de 0.87%, que es el de menor reflectancia, se obtendría una reflectancia de la vitrinita equivalente de 0.94% (migrabitumen) y para reflectancias de bitumen de 1.5%, población representada en todas las facies, la reflectancia de la vitrinita equivalente sería de 1.33% (pirobitumen). La reflectancia de la vitrinita 1.22% se encuentra entre estos dos valores y está en la etapa final de la ventana del aceite, indica estadios avanzados de madurez (Fig.19).

FIGURA 19. Etapas de madurez según la reflectancia de la vitrinita.

FIGURA 19. Etapas de madurez según la reflectancia de la vitrinita.

Contenido en carbono y azufre de las muestras

El TOC es un indicador de la capacidad generadora de hidrocarburos de una roca y está controlado por tres factores según Tyson (1989 y 1995): la entrada de MO, su preservación y la dilución de la MO con la materia mineral. La consideración de la calidad de una roca madre como fuente de hidrocarburos depende no solo de su contenido orgánico, sino también de su litología. Según Holditch, (2011) las rocas arcillosas se consideran muy buenas rocas madre de hidrocarburos con valores de TOC superiores al 2%, mientras que rocas carbonatadas con TOC entre 1 y 2% tienen la misma consideración. Según Holditch (2011) la capacidad generadora de la facies M sería de buena a muy buena, moderada a buena en la facies B y pobre en el caso de la facies A. No obstante, hay que tener en cuenta que estas muestras están bastante evolucionadas, y por tanto ya han generado los hidrocarburos líquidos que permitía su MO, por lo que los valores de TOC son probablemente inferiores a los de los sedimentos originales, al menos en el caso de las facies B y M (Fig. 20). 

FIGURA 20. Potencial de rocas madre  en función del TOC según Holditch (2011).

FIGURA 20. Potencial de rocas madre en función del TOC según Holditch (2011).

El análisis conjunto de los valores de TOC, IC y TS obtenidos, muestra una correlación directa entre los valores de TOC y TS para todas las facies. La presencia de azufre en las muestras se corresponde con la existencia de pirita framboidal, cuya presencia se asocia a la actividad de bacterias sulfato-reductoras que degradan la MO existente en el sedimento/roca y actúan en condiciones anóxicas (Berner y Raiswell, 1983). La representación de las muestras en el diagrama TOC/TS al que se le han superpuesto los diferentes ambientes de acuerdo con Leventhal (1995), permite situar las muestras de la facies A en un ambiente euxínico y las facies B y M en ambiente de marino normal a euxínico (Fig. 21). 

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para las muestras de este trabajo. Las líneas azules corresponden a las zonas definidas por Leventhal (1995). Las marcas rojas corresponden a la facies A, las verdes a la facies B y las azules a la facies M.

FIGURA 21. Diagrama TOC-TS para las muestras de este trabajo. Las líneas azules corresponden a las zonas definidas por Leventhal (1995). Las marcas rojas corresponden a la facies A, las verdes a la facies B y las azules a la facies M. 

DISCUSIÓN

Propiedades de la Fm. Barcaliente como roca madre

El 19,6% del intervalo estratigráfico estudiado de esta formación está representada por facies B y M con una capacidad generadora de moderada a buena para las rocas carbonatadas y margosas según los contenidos de TOC, que se usan como indicador de la cantidad de MO, no de su calidad. Debido a este potencial, en origen, la Fm. Barcaliente pudo ser una roca fuente, de hecho, se originaron hidrocarburos. La mayor parte del TOC de la facies A, corresponde a hidrocarburos que migraron desde la facies B y M. Los valores de reflectancia de la vitrinita (~1.22 %) indican un estado de maduración avanzado, al final de la ventana de generación de petróleo (Fig. 19). La presencia de bitúmenes confirma que las rocas han generado hidrocarburos líquidos, algunos de los cuales fueron atrapados en las imperfecciones de los cristales de calcita (aceite). Otros se desplazaron adoptando la forma de gotas, que fueron a su vez utilizados como sustrato orgánico por las bacterias sulfato reductoras (bitumen esférico piritizado). Otros se infiltraron entre los granos de la roca migrabitumen y pirobitumen alcanzando diferentes niveles de reflectancia, y otros apenas se desplazaron quedando asociados a la materia orgánica autóctona del sedimento, probablemente velos algares o cianobacterias y manteniendo su hábito anastomosado característico.

Madurez térmica. Comparación de los valores de reflectancia con otros datos de madurez termal

Los valores de reflectancia de la vitrinita obtenidos en este trabajo (~1.22%) están en el rango de los obtenidos para los carbones Estefanienses de las cuencas productoras próximas. En la cuenca de Reyero-Salamón los carbones son de tipo Bituminoso B (1<Rr<1,4%). Sin embargo, los valores de CAI obtenidos por Aller et al. (2005) en las calizas carboníferas del Manto de Forcada son de 1,5 que corresponderían a valores de reflectancia de la vitrinita algo inferiores, comprendidos entre 0,5-0,7% (Mendoça Filho y Borrego, 2014).

El ambiente de depósito

Las características de laminación y bioturbación sugiere que estas rocas se formaron en un ambiente marino reductor; la escasez de vitrinita e inertinita y de otros componentes derivados de plantas superiores terrestres como esporas y cutículas y el bajo contenido en general en sedimentos detríticos sugiere un ambiente alejado de la zona de costa. La presencia de algas degradadas, tentativamente identificadas como leiosferas, apoyaría este ambiente. El contenido orgánico y las relaciones C/S en torno a 1.34-3.14% sugieren un ambiente disóxido a anóxico con una productividad/preservación de la MO de escasa a buena. La escasa disponibilidad de oxígeno durante el depósito de las facies M y B es congruente con la prácticamente ausencia de bioturbación y la abundancia de framboides de pirita (facies B y M).

En la facies A, se produce una disminución de los valores de TOC, coincidiendo con la aparición de abundantes calciesferas y ostrácodos y una alta bioturbación. Estos datos indicarían una mejora en las condiciones de oxigenación del fondo y por tanto del reciclado y alteración de la MO.

Berner y Raiswell (1983) establecieron una correlación positiva entre el TOC y el azufre en medios marinos actuales, donde se asume que la pirita se forma por la reducción del sulfato del agua marina promovida por las bacterias sulfato-reductoras. Factores limitantes pueden ser la presencia de Fe, normalmente aportado por sedimentos detríticos o de sulfato, generalmente abundante en medios marinos. El incremento de TS en las facies B y sobre todo en la M es congruente con el incremento en TOC y la menor disponibilidad de oxígeno. La relación C/S presenta una disminución considerable en la facies M (1.34%) que puede ser debido a un aumento de la degradación de la MO durante los procesos de reducción del sulfato (Leventhal, 1983; Sweeney y Kaplan, 1980) o más probablemente a la limitación en la formación de pirita debido a la ausencia de hierro en rocas casi exclusivamente formadas por carbonatos (facies A).

 CONCLUSIONES

1.-Las muestras estudiadas contienen bitúmenes y aceites generados por la maduración de la materia orgánica.

2.-Los escasos componentes terrígenos, vitrinita e inertinita, indican zonas alejadas del continente; y la presencia de algas (posiblemente Leioesferas) confirma un ambiente marino.

3.-La reflectancia de la vitrinita (Rr~ 1.22%) apunta a estadios avanzados de madurez termal al final de la ventana del petróleo. Esto es congruente con colores anaranjados en la escasa liptinita residual y con reflectancias de bitumen que corresponden a los valores  0.94 y 1.33%, de  reflectancia de la vitrinita equivalente.

4.-Considerando aisladamente este intervalo, (10 % de la Fm.), la capacidad como roca madre para la generación de hidrocarburos es baja; aunque presenta niveles con una capacidad de generación buena (facies B y M). Teniendo en cuenta que el presente análisis se ha llevado a cabo en los últimos 20 metros de la Fm., sería conveniente la realización de estudios más detallados.

BIBLIOGRAFÍA

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MOVIMIENTOS DE LADERA: NATURALEZA VERSUS HOMBRE

Según Choisy (1999), la construcción romana influenciada por la arquitectura etrusca y griega ha sido la base para la ingeniería actual. Desde los acueductos, puentes, túneles, presas, y demás edificaciones que hoy en día vemos, es el legado que los romanos nos dejaron junto con sus técnicas de construcción (Fig.1 a, b, c y d).

Médulas de León

FIGURA 1. a) Esquema del procedimiento extractivo del oro en Las Médulas de León durante la época prerromana y romana, b) recreación del tramo de un canal y el muro de sostenimiento, c) método “Ruina Montium”: excavación e inundación de galerías con agua para la extracción del mineral y d) vista panorámica de Las Médulas. Sánchez-Palencia et al. (2009).

Desde tiempos inmemoriales, los movimientos de ladera “slope movement” (Varnes, 1978) han dificultado las edificaciones. Se pueden definir como caídas o desplazamientos de materiales de diversos tamaños a favor de la pendiente. Varnes (1978) propuso la siguiente clasificación teniendo en cuenta el tipo de movimiento y la naturaleza del material (Fig.2).

FIGURA 2. Clasificación para los tipos de movimientos gravitacionales según Varnes (1978) modificado por Corominas y                                     Yagüe (1997); Highland y Bobrowsky (2008).

FIGURA 2. Clasificación para los tipos de movimientos gravitacionales según Varnes (1978) modificado por Corominas y Yagüe (1997); Highland y Bobrowsky (2008).

La variedad de procesos incluidos como movimientos de ladera es grande y su clasificación compleja. La identificación del factor desencadenante exige un estudio detallado de las observaciones geomorfológicas, geométricas y el análisis de los desplazamientos en superficie y en profundidad. No siempre se dan las condiciones necesarias para realizar un diagnóstico exhaustivo por lo que en ocasiones no se podrá confirmar con exactitud el mecanismo desencadenante, mecanismos distintos pueden generar formas parecidas.

CAÍDAS 

Movimientos gravitacionales de masas de rocas o tierra de diferentes granulometrías que se producen rápidamente, prolongando su movimiento por rebote. Estos procesos pueden verse generalmente en laderas muy verticales (escarpes), presentan diaclasas, alternancia de competencia de materiales, crioclastia y erosión. Se han diferenciado dos variantes: desprendimientos (Fig.3a) y vuelcos (Fig.3b). Los primeros hacen referencia a la caída libre e individual de bloques y los segundos se forman donde hay fracturas verticales en el terreno las cuales son las causantes de separar las losas rocosas susceptibles al vuelco.

FIGURA 3. a) Desprendimiento de bloques. Mazico Central de Picos de Europa (Asturias) y b) Vuelco de una caliza con diaclasado vertical en Somiedo (Asturias).

FIGURA 3. a) Desprendimiento de bloques. Mazico Central, Picos de Europa (Asturias) y b) Vuelco de una caliza con diaclasado vertical en Somiedo (Asturias).

DESLIZAMIENTOS

Son desplazamientos del terreno a lo largo de una superficie de ruptura. Dependiendo del tipo de superficie de ruptura se diferencia entre el deslizamiento rotacional (superficie concava y curvilínea) y el traslacional (superficie de rotura plana) (Fig. 4). En macizos rocosos muy fracturados o en materiales homogéneos predominan los deslizamientos rotacionales, se produce un hundimiento del material en la cabecera donde se acumula el agua que induce a nuevas reactivaciones (Video 1). Por el contrario, en materiales heterogéneos con superficies de discontinuidad bien definidas predominan los deslizamientos traslacionales (Antoine, 1992). La velocidad de movimiento de esta masa es igual en todos los puntos del deslizamiento y sus componentes siguen trayectorias paralelas.

FIGURA 4. a) Deslizamiento rotacional. Asturias y b)Deslizamiento traslacional.

FIGURA 4. a) Deslizamiento rotacional. Asturias y b)Deslizamiento traslacional.

EXPANSIÓN LATERAL

Este movimiento afecta a las litologías incompetentes (blandas y deformables) que se disponen por debajo de los materiales competentes (resistentes) que son fragmentados por la inestabilidad de los materiales blandos. Por ejemplo, un material arenoso saturado en agua sometido a una vibración (sismo) produce un fenómeno conocido como licuefacción, por lo que el material se comporta como un fluido viscoso y por lo tanto puede migrar. Este comportamiento crea una inestabilidad en los materiales superiores competentes y los fragmenta (Fig.5a, b y c).

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FIGURA 5. a) Esquema de una expansión lateral (Copons Llorens, R. y Tallada Masquef, A., 2009), b) licuefacción. Japón y c) licuefacción desencadenada por un terremoto. Japón

FLUJOS

Son movimientos continuos, sin estructura interna (como un fluido viscoso) que se amoldan a la morfología de la vertiente por la que se desplazan. Según Corominas y Yagüe (1997); Highland y Bobrowsky (2008) hay diferentes tipos de flujos: las corrientes de derrubios, las coladas fangosas y la reptación.

Las corrientes de derrubios (debris flow) (Fig.6a) son flujos de materiales fangosos con bloques de rocas que se manifiestan durante épocas de intensas lluvias. Estas corrientes se canalizan por el torrente a grandes velocidades con un gran poder destructivo.

Las coladas fangosas (earthflow) (Fig.6b) se generan por la interacción del agua más un material fino y cohesivo como las arcillas y limos. Alcanzan grandes velocidades pero no tanto como los debris flow.

El fenómeno de reptación (creep) (Fig.6c) se da en la parte más superficial del terreno, su desplazamiento es muy lento y es el tipo de movimiento de ladera más común. Este proceso es visible por la inclinación de los árboles al desplazarse el terreno lentamente.

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FIGURA 6. Tipos de flujos; a) corriente de derrubios (Cataluña), b) Colada fangosa (California) y c) Reptación (Asturias).

MOVIMIENTOS COMPLEJOS

Son el resultado de la transformación del movimiento inicial en otro tipo de movimiento según se desplaza ladera abajo. Los movimientos más comunes son las avalanchas de rocas (Fig. 7a) y los flujos (Fig. 7b). Varnes (1958) ideó un modelo para estos movimientos en función de su morfología. Consta de unas formas de denudación con cicatrices y escarpes, y las formas de acumulación con geometrías irregulares, tipo lengua y talud (Pedraza Gilsanz, J., et al., 1996) (Fig.7c).

FIGURA 7. a)Avalancha de rocas, b)Colada fangosa que comenzó siendo un deslizamiento rotacional y            c) Modelo para movimientos complejos de Barnes (1958).

FIGURA 7. a)Avalancha de rocas, b)Colada fangosa que comenzó siendo un deslizamiento rotacional y c) Modelo para movimientos complejos de Varnes (1958).

Para que exista un movimiento de ladera es necesaria la presencia de un conjunto de factores condicionantes a la inestabilidad. Uno de ellos son los factores “intrínsecos” que corresponden a los existentes en la propia ladera como las características litológicas y la pendiente. Otros factores son los “externos” como la deforestación y procesos de hielo-deshielo. Finalmente, existen los factores “desencadenantes” que son los encargados de activar el movimiento de la ladera (Fig. 8).

FIGURA 8. Tabla de los principales factores condicionantes y desencadenantes de los movimientos de ladera.

FIGURA 8. Tabla de los principales factores condicionantes y desencadenantes de los movimientos de ladera.

Según Ayala et al. (1987) los movimientos de ladera constituyen un riesgo geológico inducido o de origen natural, que debe tenerse en cuenta para la planificación del territorio. Cuando estos fenómenos se desencadenan, pueden ocasionar grandes daños materiales y numerosas víctimas mortales. Las medidas preventivas y correctoras ayudan a mitigar estos efectos. Estas actuaciones de mitigación del riesgo suelen ser más económicas que reparar los desperfectos causados por eventos incontrolados. Estas medidas se basan principalmente en la utilización de estructuras de ingeniería como protección que consisten en colocar dispositivos que retengan los materiales y eviten la erosión. Según González de Vallejo et al. (2002) los métodos de estabilización de taludes para materiales competentes (rocas duras) (Fig. 9) e incompetentes (suelos y rocas blandas) (Fig. 10) son la modificación de la geometría, medidas de drenaje, medidas de contención y medidas de protección específicas de acuerdo con la competencia de los materiales.

FIGURA 9. Método de estabilización de taludes para materiales competentes según González de Vallejo (2002) modificado por la autora.

FIGURA 9. Método de estabilización de taludes para materiales competentes según González de Vallejo et al. (2002).

FIGURA 10. Método de estabilización de taludes para materiales incompetentes según González de Vallejo (2002.

FIGURA 10. Método de estabilización de taludes para materiales incompetentes según González de Vallejo et al. (2002).

Los movimientos de ladera en España se distribuyen heterogeneamente en todo el territorio. Estos procesos abundan en zonas montañosas (cordilleras) y en zonas costeras (Fig. 11).

FIGURA 11. Mapa de España que muestra las zonas más vulnerables y propensas a sufrir movimientos de ladera. IGME.

FIGURA 11. Mapa de España que muestra las zonas más vulnerables y propensas a sufrir movimientos de ladera. IGME.

A continuación voy a citar brevemente algunos de los eventos más significativos que han acaecido en el territorio español a lo largo de la historia.

Según Carracedo et al. (2009) los deslizamientos gigantes fueron los causantes de la formación de los valles de la Oratava y Guímar (Tenerife). Este proceso probablemente se originó rápidamente debido a que el material deslizado se encontraba formado por un fango de origen volvánico (Hürlimann, 1999). El volumen desplazado seguramente originó un tsunami cuando llegó al mar. Este evento está clasificado como prehistórico, aconteció hace miles de años, por lo que no existen referencias históricas.

En los años 1755 y 1884 se produjo un terremoto en Lisboa y Andalucía respectivamente (Ferrer, 1997; Sanz, 1992; Jiménez Pintor y Azor, 2006). Esto desencadenó un deslizamiento sobre el pueblo de Güevejar (Granada) que quedó destruido y posteriormente en 1887 fue abandonado.

Cerca de la población de Olivares (Granada), en 1986, se produjo un deslizamiento de grandes dimensiones que duró alrededor de once días. Afortunadamente, el avance del flujo fue lento por lo que se pudieron desalojar las viviendas (Rodríguez et al., 1987). Las tareas de dragado y la retirada del material inestable consiguió frenar definitivamente el avance del deslizamiento.

En la primavera del año 2000 en Barcelona, las lluvias torrenciales provocaron una gran corriente de derrubios que se llevó por delante coches y cubrió diversos edificios.

BIBLIOGRAFÍA

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LA PEDRIZA: UN LUGAR MÁGICO PARA LA GEOLOGÍA (VOL. II)

En este artículo me centraré exclusivamente en el granito Tipo la Pedriza. Su peculiar color rosado en determinadas zonas es debido a la oxidación del hierro que se encuentra en la biotita, un mineral filosilicatado (se lamina en hojas fácilmente) que se encuentra como uno de los componentes principales del granito, al igual que el cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y moscovita; en menor medida presenta cordierita; y como minerales secundarios puede aparecer clorita, epidota, rutilo, opacos y esfena  (Fig. 6) (Pérez González et al., 1990).

FIGURA 6. Detalle del leucogranito tipo la Pedriza. Se puede ver que el granito es de grano grueso y que está formado por los siguientes minerales: cuarzo, feldespato, biotita y en menor proporción moscovita. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 6. Detalle del leucogranito tipo la Pedriza. Se puede ver que el granito es de grano grueso y que está formado por los siguientes minerales: cuarzo, feldespato, biotita y en menor proporción moscovita. La Pedriza (Sierra de Guadarrama). Foto realizada por Aida Chaos Morán.

Los agentes geológicos externos como la meteorización y erosión han estado modelando diferencialmente el relieve de la Pedriza durante muchos millones de años, configurando las formas mayores y menores que se describen a continuación. Todas estas formas dependen de tres factores, que son la composición (depende de la minerología), textura (favorece o no la meteorización química) y la fisuración (a mayor fracturación, mayor será la permeabilidad secundaria, es decir, aumenta la capacidad de la roca para transmitir agua) (Pedraza Gilsanz et al., 1996).

Las formas mayores (Fig.7) características son los domos como el Yelmo, (Fig.8a) de forma campaniforme donde se aprecia el diaclasado curvilíneo por donde circulan las aguas meteóricas que producen la meteorización química de la roca. Si las diaclasas son verticales se formarán los crestones (Fig.8b) y el cruce entre las fracturas curvas y verticales da lugar a los berrocales.

FIGURA 7. Formas mayores. Pedriza posterior (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 7. Panorámica de las formas mayores desde la cima del Yelmo. Pedriza posterior (Sierra de Guadarrama).

El ensanchamiento de las discontinuidades debido a la constante alteración forma pedrizas o berrocales degradados (Fig. 7 y 8c), tors (de forma acastillada debido a la interacción entre diaclasas horizontales y verticales)(Fig. 8d) y lanchares (Fig.7 y 8e). Si la alteración continúa se genera una zona de arenización (grus o lehm) (Fig.8f) con algunos tors y bolos (Fig.8g). Finalmente, las navas, son depresiones excavadas en un macizo granítico que han sido ocupadas  por el agua (Fig.8h).

FIGURA 8. a) Domo campaniforme (Yelmo), b) crestas, c) pedrizas, d) tors (formas acastilladas), e) lanchares, f) lehm o arenización, g) bolos y h) nava (la Lagunilla). Pedriza (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 8. a) Domo campaniforme (Yelmo), b) crestas, c) pedrizas, d) tors (formas acastilladas), e) lanchares, f) lehm o arenización, g) bolos y h) nava (la Lagunilla). Pedriza (Sierra de Guadarrama). Fotos realizadas por Aida Chaos Morán.

Las formas graníticas menores han sido modeladas por la meteorización química, mecánica y la erosión principalmente de carácter eólico. A continuación se describen algunas de éstas:

La reacción del agua meteórica con la roca provoca una disgregación de los granos que forman el granito, generando lo que se denomina pilas o pilancones, (Fig. 9a) depresiones de sección más o menos circular. El material disgregado puede disolverse o bien ser expulsado cuando estas pilas se llenan de agua. A partir de estas formas se originan los aros de piedra como consecuencia de la precipitación de los productos meteorizados que han endurecido las paredes de los pilancones dando como resultado unos relieves circulares.

Marmitas de gigante, (Fig.9b) con una estructura muy similar a las pilas, pero éstas se encuentran en el lecho del río. Su formación es debida a la actuación de pequeñas piedras removidas por el flujo acuoso de forma helicoidal, redondeando de manera abrasiva las paredes de estas depresiones.

Formados por desagregados minerales debido a la humedad o al escurrimiento del agua por la pared se forman oquedades (alveolos) denominados tafonis (Fig.9c).

Los canales o acanaladuras (Fig.9d) se originan por el paso continuado del agua por el mismo lugar en paredes verticales; forman verdaderos regueros.

Los pavimentos (Fig.9e) son planos de poca pendiente que se encuentran bastante fracturados.

La paraestratificación  (Fig.9f) es debido al diaclasado horizontal, confiriendo a la roca una falsa apariencia de una roca estratificada.

Los extraplomos (Fig.9g) se generan por el desplome de bloques a partir de una diaclasa.

Las piedras caballeras (Fig.9h) son grandes rocas que se encuentran en equilibrio sobre otra roca que se llama pedestal.

La humedad y la temperatura generan fracturas en una roca que la separa en dos bloques con un cierto ángulo que basculan hasta conseguir su posición de equilibrio, esto se conoce como bloques separados (Fig.9i).

Los agrietamientos pseudopoligonales (Fig.9j) son grietas que forman un enrejado en las superficies endurecidas.

FIGURA 9. Imágenes de las formas menores de un relieve granítico. a) Pilancones, b) marmitas de gigante, c) tafonis, d) acanaladuras, e) pavimentos, f) paraestratificación, g) extraplomo, h) piedra caballera, i) bloques separados y j) agrietamientos pseudopoligonales. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 9. Imágenes de las formas menores de un relieve granítico. a) Pilancones, b) marmitas de gigante, c) tafonis, d) acanaladuras, e) pavimentos, f) paraestratificación, g) extraplomo, h) piedra caballera, i) bloques separados y j) agrietamientos pseudopoligonales. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

Los desprendimientos son procesos habituales en este entorno, así que voy a mencionar dos casos bastante evidentes: el desprendimiento de Peña Sirio y el Canto del Tolmo.

En abril de 1995, se produjo un proceso gravitacional que se escuchó en las inmediaciones del Refugio Giner. Este proceso fue inducido por el predominio de las diaclasas verticales y curvadas de Peña Sirio que junto con los efectos de la gravedad, el agua y la vegetación contribuyeron al despegue de una porción de roca que cayó ladera abajo. A su paso, dejó una serie de huellas que con el paso del tiempo se han ido borrando. Gracias a  estas señales se puede reconstruir la trayectoria del bloque caído. El bloque B, de 100 m³, se encontraba inicialmente en la base de Peña Sirio (posición 1)(Fig. 10), de ahí se desplazó hacia la posición 2, donde la roca muestra un desconchón de color más claro. El número 3, muestra la posición actual del bloque (Centeno y García Rodríguez, 2005).

FIGURA 10. Imagen que muestra la trayectoria de caída del bloque B situado inicialmente en la base de Peña Sirio.

FIGURA 10. Imagen que muestra la trayectoria de caída del bloque B situado inicialmente en la base de Peña Sirio. Días-Martínez y Rodríguez Aranda (2008). La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

Según Casiano de Prado (1864) el Canto del Tolmo tiene unas dimensiones de unos 17 m de altura, 73 m de circunferencia y 176 m³ de volumen lo que viene a ser un peso de unas 500 toneladas. Casiano advirtió una superficie con una coloración y forma diferente al resto de las caras de este bloque, lo que significa que tuvo que desprenderse de algún risco (Fig.11). Los riscos que se han propuesto para la posible posición inicial del Tolmo han sido: la Maza, situada al sur del Tolmo, el Pájaro, situado al norte y el Hueso, situado al norte al otro lado de la Dehesilla. Actualmente no se sabe a ciencia cierta de donde cayó este canto tan grande, pero lo que sí sabemos es que es un bloque emblemático de la Pedriza.

FIGURA 11. Peña del Tolmo. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 11. Peña del Tolmo. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

Para terminar de conformar este paisaje tan peculiar que ofrece la Pedriza, nos encontramos con cerros testigos (relieve residual debido a la resistencia frente a la erosión gracias a su composición litológica) como el de San Pedro (Fig.12),ubicado al NE de Manzanares el Real. Este cerro es un verdadero islote que quedó desligado de la vertiente sur de Guadarrama y que resalta sobre una zona llana que ha sido erosionada por los ríos a lo largo de muchos millones de años. Este monte isla ofrece una información valiosa para poder reconstruir la morfología primaria de la zona como saber el nivel general de donde procedía (Pedraza Gilsanz et al., 1996).

FIGURA 12. Embalse de Santillana en Manzanares el Real y al fondo a la izquierda el cerro de San Pedro. Sierra de Guadarrama.

FIGURA 12. Embalse de Santillana en Manzanares el Real y al fondo a la izquierda el cerro de San Pedro. Sierra de Guadarrama.

En cuanto a la vegetación y fauna, hablaré solo de unas pocas especias. En cuanto la primera, los arbustos más comunes son las jaras, arbitrariamente se pueden encontrar las siguientes especies arbóreas: pinos, madroños, enebros, tejos, acebos y rebollos (Fig.13).

arboles

FIGURA 13. Arbustos y árboles característicos de la Pedriza. a) Jara pringosa, b) pino silvestre, c) madroño, d) enebro, e) tejo, f) acebo y g) rebollo. Sierra de Guadarrama.

En la fauna se diferencia la avícola (buitre leonado, búho real, halcón peregrino y cuervo) y los mamíferos como la cabra montés, que fue una especie introducida en el parque (Fig.14).

FIGURA 14. Fauna común de la Pedriza. a) Buitre leonado, b) búho real, c) halcón peregrino, d) cuervo y e) cabra montés. Sierra de Guadarrama.

FIGURA 14. Fauna común de la Pedriza. a) Buitre leonado, b) búho real, c) halcón peregrino, d) cuervo y e) cabra montés. Sierra de Guadarrama.

Finalmente, para terminar con este artículo, relataré las leyendas que más me gustan acerca de la Pedriza.

Muchas son las historias de la “Cueva de la Mora” (Fig. 15) que se han contado a través del tiempo a lo largo y a lo ancho de la Península, debido a la ocupación musulmana. Gustavo Adolfo Bécquer encontró la inspiración en una leyenda que transcurrió en Fitero (Navarra); quizá hubo otra persona que halló su musa en los bellos parajes de la Pedriza, dejando volar su imaginación para dejarnos esta bella pero triste historia de amor.

FIGURA 15. En el centro de la imagen se ve un árbol, ahí es donde se encuentra la entrada a la cueva. La Pedriza anterior (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 15. En el centro de la imagen se ve un árbol, ahí es donde se encuentra la entrada a la cueva. La Pedriza anterior (Sierra de Guadarrama).

Una bella muchacha, hija de un rico musulmán, cometió el error de enamorarse incondicionalmente de un joven cristiano. Sus padres, aterrorizados por este fatal acontecimiento, decidieron aislar a la joven en una cueva de difícil acceso. Transcurrieron los años y jamás se volvió a saber del caballero cristiano. Los lugareños cuentan que, de vez en cuando, el alma de la joven despechada vaga entre los riscos del lugar.

Uno de los riscos más emblemáticos de este parque regional es el Cancho de los Muertos o como se le conocía antiguamente Riscos del Camposanto (Fig. 16) que durante el Siglo XIX sirvió de refugio para los bandoleros. Una banda conocida como “Los Peseteros”, liderada por Pablo Santos, decidió secuestrar a una joven que provenía de una familia adinerada y así poder pedir un rescate a cambio de su vida. En un momento dado, el jefe de la banda tiene que irse, y deja a la linda muchacha a cargo de sus secuaces. Éstos, abrumados por la belleza de la joven y aprovechando el vacío de poder, empezaron a pelearse para intentar abusar de ella. Uno de ellos mató al otro, y al regresar el jefe, quiso impartir justicia, arrojando al asesino al vacío desde la cumbre del risco. Pero en el último momento, el bandolero agarró a su jefe por una pierna y cayeron los dos por el precipicio, estampándose contra el suelo de la base. Esto causa estragos entre los bandoleros y huyen despavoridos olvidándose de la secuestrada. La bella chica, aprovecha estos momentos de confusión y huye, seguramente desorientada, pero por fortuna se encuentra con un pastor, “el Mierlo”, que la ayuda a salir de la Pedriza y la acompaña hasta su casa en el centro de Madrid. La familia se siente tan agradecida por el regreso de su hija, que le ofrece a Mierlo todo tipo de compensaciones, pero él no quiere nada, sólo desea volver con sus cabras a su amada Pedriza.

FIGURA 16. Cancho de los Muertos o Riscos de Camposanto. La Pedriza posterior (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 16. Cancho de los Muertos o Riscos de Camposanto. La Pedriza posterior (Sierra de Guadarrama).

Se comenta que antaño existió una fuerte rivalidad entre la Pedriza anterior y posterior. Estas disputas hicieron emerger una guerra entre ellas y llevando a la batalla los riscos pertenecientes a cada bando. La Pedriza Posterior libró la guerra con la ayuda de los Guerreros y con el apoyo de las Torres. Para conmemorar su victoria erigió la Peña de la Bota. Pasaron muchos años y la Pedriza Anterior decidió ir a por la segunda batalla, saliendo victoriosa. Para conmemorar dicho triunfo, erigió el Yelmo, con el que podía visualizar sus dominios. Finalmente, para que no volviese a haber disputas entre ambos bandos, se puso una piedra en el límite de ambos dominios a la que se llamó el Canto del Tolmo y tomando como guardián al Centinela, encargado de mantener la paz.

Agradecimientos

Aida Chaos Morán que gracias a sus fotos he podido terminar de ilustrar este artículo con imágenes.

Referencias

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LA PEDRIZA: UN LUGAR MÁGICO PARA LA GEOLOGÍA (VOL. I)

Casiano de Prado (Fig.1a) en 1862 halló en el Cerro de San Isidro un yacimiento correspondiente al Paleolítico; este descubrimiento quedó plasmado en su libro (Prado, 1864). A partir de este momento, la Sierra de Guadarrama empezó a suscitar un alto interés para los geólogos y naturalistas de la época. Fueron varios discípulos los que continuaron estudiando estas montañas, pero el verdadero impulsor acerca del conocimiento de la Sierra fue Francisco Giner de los Ríos (Fig.1b). Asimismo, Constancio Bernaldo de Quirós (Fig.1c), discípulo de Giner de los Ríos, fue el mayor contribuyente al conocimiento de la Sierra (Luengo, 2004). Todos estos pioneros, y otros que no se citan en este artículo, han contribuido activamente al conocimiento científico de estas montañas, las cuales, hoy en día siguen albergando numerosas incógnitas esperando ser desveladas.

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

FIGURA 1. a) Casiano de Prado, b) Francisco Giner de los Ríos and c) Constancio Bernaldo de Quirós (Luengo, 2004)

Etimológicamente hablando, el nombre “Pedriza”, hace referencia a una zona pedregosa. Esta palabra proviene del nombre “piedra”, la cual deriva del latín “petra”. Este lugar ha tomado dicho nombre debido a la abundancia de bloques y formaciones rocosas que se hallan en él.

La Pedriza, plutón granítico con una extensión de 32 Km², se encuentra formando parte del batolito del Sistema Central, más concretamente en la Sierra de Guadarrama, ubicada en la Cuenca Alta del río Manzanares en el municipio de Manzanares del Real al NO de Madrid (España) (Fig. 2a, b y c).

FIGURA 2. a) Mapa geológico de la parte oriental del Sistema Central español que muestra la distribución de los plutones de los granitos tipo S e I y la localización de los dos cuerpos (oriental y occidental) del plutón de la Pedriza, b) distribución de las cuatro unidades que conforman el plutón de la Pedriza. c) Una sección W-E que muestra el emplazamiento de los pulsos de magma en las rocas metamórficas y graníticas. La unidad G4, la más fraccionda, podría ser el primer pulso de granito como suele pasar en plutones altamente silicatados donde el magma se encuentra más fraccionado y es rico en volátiles.(Pérez-Soba & Villaseca, 2010)

FIGURA 2. a) Mapa geológico de la parte oriental del Sistema Central español que muestra la distribución de los plutones de los granitos tipo S e I y la localización de los dos cuerpos (oriental y occidental) del plutón de la Pedriza, b) distribución de las cuatro unidades que conforman el plutón de la Pedriza. c) Una sección W-E que muestra el emplazamiento de los pulsos de magma en las rocas metamórficas y graníticas. La unidad G4, la más fraccionda, podría ser el primer pulso de granito como suele pasar en plutones altamente silicatados donde el magma se encuentra más fraccionado y es rico en volátiles.(Pérez-Soba & Villaseca, 2010)

Se encuentra dividida en tres zonas, que fueron definidas por primera vez por Casiano de Prado (Prado, 1864): Alcornocal, Pedriza Anterior y Pedriza Posterior. Esta compartimentación es la que ha usado Constancio Bernardo de Quirós para sus estudios, y es la que actualmente se encuentra en vigor (Fig.3).

FIGURA 3. Panorámica de Cuerda Larga, de la Pedriza anterior y posterior desde el collado de Quebrantah erraduras. Días-Martínez y Rodríguez Aranda (2008).

FIGURA 3. Panorámica de Cuerda Larga, de la Pedriza anterior y posterior desde el collado de Quebrantaherraduras. Días-Martínez y Rodríguez Aranda (2008).

– El Alcornocal, se extiende desde el pueblo de Manzanares el Real (907 m) hasta la peña del Yelmo o Diezmo (1.717 m). Su nombre se debe a que antaño esta zona estuvo cubierta de alcornocales hoy en día inexistentes (Bernaldo de Quirós, 1923).

-La Pedriza Anterior, abarca desde el risco del Yelmo hasta la Vaguada de la Dehesilla (1.258 m). Las morfologías representativas de esta zona son los tors y lanchares, berrocales y estructuras dómicas; predominan las formas redondeadas.

-La Pedriza Posterior, la de mayor extensión, abarca desde la Vaguada de la Dehesilla hasta las Torres (2.029 m). Se caracteriza por la presencia de crestas y crestones; domina una morfología de carácter abrupto.

Esta gran masa granítica, configurada hace más de 300 Ma. se asienta sobre un sustrato pizarroso (gneises, mármoles y esquistos), las más antiguas, sometidas a procesos metamórficos durante la Era Paleozoica y Mesozoica (desde los 500 hasta los 66 Ma.). La Península Ibérica, formaba parte de un supercontinente llamado Gondwana en el que se produjo la sedimentación en el fondo marino de rocas sedimentarias como las pizarras y cuarcitas, las cuales sufrieron un metamorfismo de carácter débil durante la Era Ordovícica y Silúrica. Los granitos descritos en este artículo, se formaron durante el Carbonífero (entre 360 y 300 Ma). Durante este tiempo la orogenia Varisca o Hercínica levantó y modeló el relieve, obligando al mar a retirarse. Los agentes meteóricos y los procesos erosivos estuvieron modelando estas montañas durante 250 Ma aproximadamente hasta que en el Periodo Cretácico (desde 145 hasta los 65 Ma), tanto Madrid como Segovia, se quedaron prácticamente planas (llanuras) y fueron invadidas por el mar (la Pedriza quedó como un islote, y a ambos lados de la misma se formaron las cuencas de sedimentación dando lugar a los carbonatos que hoy en día se localizan en los bordes de La Pedriza). En el Cretácico final, se depositaron arenas y carbonatos (calizas y dolomías) en este mar tropical. Posteriormente, todas estas capas fueron plegadas y fracturadas durante la orogenia Alpina configurando el actual Sistema Central.

El plutón de la Pedriza proviene de un  magmatismo asociado a colisión continental, es decir, el magmatismo se inicia una vez terminada la colisión. El magma se origina debido a un engrosamiento cortical; esto supone un peso excesivo en la corteza y empieza a hundirse lentamente (subducción) donde alcanza temperaturas lo suficientemente elevadas para que la corteza empiece a fundirse y así se forma el consiguiente magma. Este fundido, es de carácter peralumínico (Villaseca et al., 1998), ya que viene de la fusión de rocas sedimentarias que contienen minerales ricos en aluminio como las biotitas, moscovitas, cordieritas, circones, etc. Todas estas características ayudan a definir un magmatismo de tipo S.

En todo estudio siempre hay contradicciones, y según Pérez-Soba et al. (2001), en el sector central de la Pedriza el magmatismo es de tipo I (Fig. 2b). Es decir, en las zonas marginales del batolito el magmatismo es de tipo S, con rocas que tienen bastante biotita como mineral principal, como granodioritas y monzogranitos, según se avanza a la zona interna del plutón, la cantidad de biotita (máfico; hace referencia al color oscuro del mineral y de su composición ferro-magnesiana) disminuye y se pasa a llamar leucogranito (leuco=prefijo de raíz griega que significa blanco).

En definitiva lo que estamos viendo es que ambas series empiezan a formarse a partir de un mismo magma, pero con la diferenciación magmática; según empieza el fundido a ascender, comienza a cambiar su composición y se va produciendo lo que se conoce como cristalización fraccionada (serie de Bowen). En este momento empiezan a cristalizar los primeros minerales de alta Tª, olivino, hasta llegar a la biotita, mineral de baja Tª. Este fundido ascendente y muy caliente va derritiendo las rocas que se encuentra a su paso, así que va involucrando material ajeno a su composición primaria, esto se conoce como asimilación magmática. Este proceso genera una mezcla de magmas, con lo que se obtiene un fundido con una composición diferente al primigenio.

Como ilustra Pérez-Soba & Villaseca (2010) en la Fig.2c, el plutón granítico se ha formado por varios pulsos magmáticos. Esto también contribuye al cambio de la composición del cuerpo magmático cuando es alcanzado por otro, produciéndose una recarga de la cámara magmática y obteniendo una mezcla de magmas. Por lo tanto, La Pedriza es un ejemplo de intrusión con zonado normal donde se aprecia cómo cada pulso intruye en el anterior y cómo son los consiguientes contactos netos entre ellos.

Este complejo plutónico que se encuentra constituido en las zonas marginales por adamellitas porfidias o monzogranitos de tipo Sierra del Francés presentando una textura fluidal (indica en qué dirección se desplazaban los minerales dentro del magma), es el más antiguo; según se avanza hacia el interior aparecen adamellitas porfídicas con cordierita de tipo Los Palancares, y finalmente el granito leucocrático (tipo la Pedriza) que intruye a los dos anteriores (Pérez González et al., 1990). Las adamellitas presentan características petrográficas similares al tipo La Pedriza (granito biotítico de grano grueso) pero sus diferencias radican en la mineralogía. En las primeras hay una mayor abundancia de biotita y plagioclasa en comparación con el granito leucocrático, donde abunda el cuarzo y el feldespato potásico, mientras que el contenido de biotita decrece.

Los filones originados por la intrusión de un magma a través de fracturas, son cuerpos tabulares o laminares de espesor variable que cortan la estructura de las rocas encajantes. Éstas se ven muy bien en la Charca verde, donde se observan enjambres de diques basálticos (microgabros) paralelos entre sí cortando al leucogranito (Fig.4).

FIGURA 4. Enjambre de diques paralelos de composición basáltica. Charca Verde (la Pedriza).

FIGURA 4. Enjambre de diques paralelos de composición basáltica. Charca Verde (la Pedriza).

El hecho de que los contactos entre los diques basálticos y el leucogranito sean rectos es debido a que la roca granítica se encontraba relativamente fría, por lo que demuestra un comportamiento rígido y es susceptible de fracturación. Por estas diaclasas asciende el magma y se emplaza el basalto (Fig.4).

Los diques félsicos son bastantes numerosos en la vasta extensión que conforma este parque. Tienen la misma composición que un granito, es decir, cuarzo, feldespato y biotita  pero con un tamaño de grano muy pequeño, no apreciable a simple vista (Fig. 5). Estas estructuras indican un emplazamiento de la intrusión a baja temperatura (<300ºC) (epizona) y cerca de la superficie entre 1 y 6 Km de profundidad.

FIGURA 5. Dique aplítico que presenta un contacto neto con el granito. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).

FIGURA 5. Dique aplítico que presenta un contacto neto con el granito. La Pedriza (Sierra de Guadarrama).