ITINERARIO GEOLÓGICO POR EL SINCLINAL DE VALLCEBRE (BERGUEDÀ)

A - INTRODUCCIÓN
El objetivo de este itinerario es reconocer la sucesión de rocas sedimentarias “garumnienses” que encontramos en el sinclinal de Vallcebre y la estructura de éste último. Las rocas sedimentarias que los geólogos conocemos como de aspecto (o facies) garumniense, o sencillamente “El Garumniense”, son un conjunto de materiales que se formó durante el Maastrichtiense y el Daniense (parte más antigua del Cenozoico o “Era Terciaria”) en los Pirineos. En el Alto Berguedà este tipo de estratos cuenta con una muy buena representación.

Las rocas del Garumniense pirenaico son el resultado de la acumulación de sedimentos en zonas de lagos poco profundos y llanuras fangosas que a menudo se secaban. Estos lagos y llanuras eran de tipo continental (de tierra adentro) y transicional (entre zonas marinas y continentales). Las variaciones de los lagos garumnienses a lo largo de millones de años fueron debidas básicamente a cambios de tipo tanto climático como tectónico, ligado esto último a los primeros movimientos que llevarían, a lo largo de épocas posteriores, a la formación de los Pirineos. Todas estas circunstancias condicionaron el tipo de sedimento (y por lo tanto de estratos) que encontramos en el Garumniense.

Antes, sin embargo, situaremos geológicamente las rocas que veremos en el itinerario. Los Pirineos presentan una estructura compuesta por un “zócalo” de rocas antiguas y una “cobertera” de rocas más modernas. Esta estructura es comparable a muchas otras cordilleras de todo el mundo. El zócalo pirenaico es principalmente de edad paleozoica (“Era primaria”) y está formado por muchos tipos de rocas (ígneas, metamórficas y sedimentarias) mientras que la cobertera es de edad mesozoica y cenozoica y está formada por rocas sedimentarias. La manera cómo se ha estructurado la cobertera y el zócalo es el resultado de las deformaciones debidas a la confluencia entre dos grandes unidades de corteza terrestre: la Placa Ibérica y la Placa Europea. Estas deformaciones han acabado dando lugar a la distribución de rocas que podemos ver en los mapas geológicos. En la cobertera los geólogos distinguen una serie de unidades o “mantos”, que no son más que grandes bloques de cobertera de dimensiones kilométricas que han sido desplazados y deformados. En el Berguedà encontramos dos mantos principales: el del Pedraforca y el del Cadí. Este último manto no sólo contiene la montaña homónima, sino que también abarca otras sierras como las de Ensija, Catllaràs y Queralt. Gran parte del manto del Pedraforca se ha deformado dando lugar a un pliegue de tipo sinclinal (en forma de “U” o de cubeta) que se conoce como sinclinal de Vallcebre (ver figura 1).

Mapa geológico del sinclinal de Vallcebre con diferenciación de la mayoría de unidades estartigráficas del Garumniense. En la parte inferior derecha se ve el corte geológico (verlo situado en el mapa) donde se muestra la forma de cubeta del sinclinal
Fig. 1

En la cubeta que forma el sinclinal, prácticamente en el centro, encontramos el pueblo de Vallcebre, que ha dado nombre al propio sinclinal. Además también encontramos los núcleos de Saldes, Maçaners, Fígols y Sant Corneli. Geográficamente este sinclinal está limitado por los ríos Llobregat y Aigua de Valls (al este y oeste, respectivamente), por los relieves de Cadí y Pedraforca al norte, y por el valle del Torrent de Fumanya y la Sierra de Ensija al sur.

B - LA SUCESIÓN DE ROCAS
Sección estratigráfica de la sucesión de estratos garumnienses que encontramos en el sinclinal de Vallcebre (incluyendo datos del trabajo de Aepler, 1967). Los sedimentos que originaron las rocas del Garumniense se acumularon en una depresión (o cuenca) que ocupaba buena parte de los actuales Pirineos. La zona este de esta depresión estaba ocupada por un brazo del océano Atlántico que se extendía por los actuales Pirineos. La sedimentación del Garumniense coincidió con una retirada parcial de esta brazo de mar. Así, el oeste de esta cuenca era rellenado por sedimentos marinos, mientras que el este lo era por sedimentos de transición y continentales. La línea de costa de este mar se situaba aproximadamente entre la parte oriental del Pirineo de Huesca y la zona de Tremp (Pallars Jussà).

En el sinclinal de Vallcebre encontramos una sucesión de estratos garumnienses que presenta más de 800 metros de espesor (ver figura 2). Toda esta sucesión garumniense descansa sobre rocas del Cretácico superior de origen marino que se formaron en un mar poco profundo y en él se encuentra gran cantidad de fósiles de invertebrados marinos. En el manto del Pedraforca todo este grosor de materiales lo encontramos en las vertientes verticales que hay a ambos lados del Llobregat desde Cercs hasta Guardiola de Berguedà y lo podemos observar en los Cingles de la Garganta, del Reu, de Malanyeu, etc. Estas rocas también forman la Sierra de Ensija, el Valle de Gresolet, etc.

En el manto del Pedraforca, por encima de la sucesión garumniense, encontramos los Conglomerados de Berga. Los conglomerados son rocas formadas por la acumulación de piedras redondeadas de dimensiones centimétricas (cantos rodados) como las que encontramos en muchos ríos y torrentes. Muchas veces estas acumulaciones se dan al pie de cordilleras o relieves. En nuestro caso, los Pirineos en formación originaron acumulaciones de cantos rodados en forma de abanicos aluviales continentales (parecidos a extensos berrocales de poca inclinación). Su edad es eocena, ya bien entrada la Era Terciaria. Dentro del sinclinal de Vallcebre estos conglomerados los encontramos en la parte superior del Tossal de Maçaners y fuera del sinclinal los podemos ver en la Gallina Pelada, Sant Romà de la Clusa, etc. A menudo estos conglomerados han erosionado centenares de metros de espesor de materiales garumnienses previamente depositados y que eran parte de los relieves que se iban originando con la formación de los Pirineos.

La sucesión de rocas garumnienses que encontramos en el sinclinal de Vallcebre se reconoce en muchos otros lugares y la podemos dividir en cuatro grandes unidades regionales claramente diferenciables en gran parte de la vertiente surpirenaica: el Garumniense gris, el Garumniense rojo inferior, las calizas de Vallcebre (y equivalentes) y el Garumniense rojo superior (ver figura 3). Una primera situación de estas unidades en el paisaje se puede establecer a partir de un elemento muy característico del relieve y unidad estratigráfica local a su vez: la caliza de Vallcebre. Esta roca (ver más adelante) es muy resistente a la erosión y da lugar a los escarpados blanquecinos de Vallcebre, Conangle, Costafreda, etc. Así, el Garumniense gris y el rojo inferior estarán estratigráficamente por debajo de la caliza de Vallcebre, mientras que el Garumniense rojo superior estará por encima. Dentro de cada una de estas cuatro grandes unidades regionales diferenciamos las siguientes unidades (ordenadas de más antigua a más moderna) de carácter local, que han sido adaptadas y modificadas del trabajo de Aepler (1967).

El sinclinal de Vallcebre visto desde un avión mirando hacia el oeste. Observad las unidades del Garumniense y la marcada expresión de la Caliza de Vallcebre.
Fig. 3

  1. EL GARUMNIENSE GRIS
    1. Margocalizas basales o nivel de los cementos. Directamente sobre las rocas marinas del Cretácico superior encontramos un nivel de margocalizas azul-blanquecinas, provenientes de la consolidación de fangos calcáreos. En la terminología minera esta unidad es generalmente conocida como “nivel de los cementos”. Este nombre proviene del uso que se hacía para la obtención de cemento en la fábrica anexa a la central térmica de Cercs. Muchas veces este era el nivel de base de las explotaciones de carbón a cielo abierto. El espesor de esta unidad es de unos 5 metros. Por sus características y contenido en pequeños fósiles podemos interpretarlo como resultante de la sedimentación de fangos calcáreos en una extensa llanura ocasionalmente cubierta por poca agua y ligada a entradas transicionales. Por encima de estos fangos se pasearon los dinosaurios, tal y como podemos deducir de la observación de miles de huellas que afloran en las extensas superficies dejadas al descubierto por la minería a cielo abierto (sectores del Coll de Fumanya, Tumí, etc.).
    2. Calizas inferiores con carbones. Esta unidad presenta un grosor total de unos 15 metros. Las calizas están en gran parte formadas por fragmentos microscópicos de fósiles de algas carófitas, que vivían en lagos transicionales muy poco profundos. Dichas calizas se intercalan con niveles de carbones de tipo lignito. Los carbones se formaron en periodos de tiempo durante los cuales el lago nunca se secaba, dando lugar a marjales con abundante vegetación baja (musgos, plantas acuáticas, cañizo, etc.) y arbórea. Esta vegetación al morir no se pudría ya que las condiciones reductoras (con poco oxígeno) del fondo del marjal hacían posible su conservación. La acumulación y compactación de estos restos vegetales ha dado lugar al carbón. A menudo en estos carbones encontramos abundantes fósiles de conchas de bivalvos (a los que la fosilización hace tener actualmente colores blanquecinos) que son típicos de zonas de marjales (no se trataría entonces de organismos típicamente marinos). Estos carbones (junto con los de la unidad de encima) son los que han sido explotados en las minas del Alto Berguedà, siendo denominados por los mineros como “capa vieja”, “primeras” (o “general”) y “segundas” (Joan Llobet, comunicación personal), estas últimas ya en transición con la unidad que sigue, donde están el resto de niveles.
    3. Lutitas con carbones. Tienen un grosor superior a los 100 metros. Las lutitas (o “tapàs”) son una roca de grano muy fino que superficialmente se altera con facilidad dando lugar a cárcavas. Las de esta unidad provienen de la sedimentación de finas partículas en zonas de lagos más o menos permanentes donde llegaban pequeños ríos de aguas tranquilas (ambiente fluvio-lacustre). Estas rocas presentan colores genrelmente azulados que podían volverse marrones por efecto del crecimiento de vegetación justo después de su sedimentación. La presencia de calizas con carófitas es muy escasa y restringida a las capas más bajas. Las capas de lignito de esta unidad son conocidas como “cuartas”, “terceras” (no explotadas) y “capas nuevas”. En general los niveles superiores de lignitos sólo fueron explotados a cielo abierto.
    4. Lutitas con oncolitos. Esta unidad, de unos 100 metros de espesor, se caracteriza por la ausencia de carbón y calizas con carófitas y por la presencia de niveles fluviales con oncolitos. Los oncolitos son concreciones calizas de formas irregulares o redondeadas que internamente están organizadas en láminas concéntricas (como una cebolla). Los oncolitos suelen tener un tamaño máximo de unos 20 cm, tienen un origen algal y se pueden formar en lagos a partir del recubrimiento de un núcleo que puede ser un fragmento de roca, una concha de bivalvo, etc. Estos oncolitos no los encontramos en su lugar de crecimiento sino que se desplazaron y se concentraron por efecto de los cursos fluviales dando lugar a estratos formados por la acumulación de los mismos. En esta unidad no vemos ninguna evidencia de influencia marina y la interpretamos como resultante de la sedimentación en ambientes fluvio-lacustres plenamente continentales.
  2. GARUMNIENSE ROJO INFERIOR
    1. Lutitas rojas inferiores. La coloración de esta unidad, de unos 150 metros de grosor, la hace muy vistosa a causa, precisamente, de su color rojizo. Generalmente está formada por lutitas y areniscas (rocas derivadas de la consolidación de arenas) aportadas por ríos de aguas tranquilas. En el extremo oeste del sinclinal también aparecen conglomerados. Esta unidad se formó en un ambiente fluvial, es decir, donde sólo existía un poco de agua después de las lluvias confinada en los ríos.
    2. Arenisca con reptiles. Esta unidad evidencia la presencia de grandes extensiones de arenas y gravas aportadas por corrientes de aguas energéticas. Los huesos que encontramos están siempre muy fragmentados y erosionados y, aunque resulta difícil apreciar gran cosa, podrían ser de dinosaurios.
  3. CALIZA DE VALLCEBRE
    La Caliza de Vallcebre presenta un grosor de unos 40 metros de estratos derivados de la sedimentación de lodos de carbonato cálcico en un lago. Así, esta unidad evidencia la reaparición de un nuevo lago en la cuenca garumniense. Este lago sigue siendo poco profundo y en él son importantes tanto la presencia de algas como fenómenos diversos de resedimentación. Después de la sedimentación de esta unidad el lago se secó, lo que facilitó la disolución (carstificación) de su parte superior.
  4. GARUMNIENSE ROJO SUPERIOR
    1. Lutitas rojas intermedias. Tapizando la superficie disuelta del techo de la Caliza de Vallcebre encontramos una unidad que por el color y tipo de rocas es relativamente parecida a las lutitas rojas inferiores. Esta nueva unidad tiene un grosor de unos 100 metros y se puede observar en la vertiente sureste del Serrat de Sant Joan (Vallcebre). Sedimentó asimismo en un ambiente continental fluvial.
    2. Calizas superiores. Se presentan intercaladas en una sucesión lutítica y marcan la aparición de un nuevo ambiente lacustre que, en cierto modo, se puede comparar con la Caliza de Vallcebre. El espesor de la sucesión es inferior a los 100 metros.
    3. Lutitas rojas superiores. Presentan afloramientos en la zona estudiada (de hecho sólo al oeste de Vallcebre) y tienen un grosor entorno a los 100 metros. Su origen también sería fluvial.

En resumen hemos visto cómo la historia del relleno de la cuenca garumniense empezó a finales del Cretácico con sedimentos formados en ambientes que evolucionaron transicionalmente de marino a continental (Garumniense gris). Después siguió una fase con importantes desecamientos y con sedimentación continental fluvial (Garumniense rojo inferior). Al llegar al Terciario (Paleoceno) la sedimentación tuvo lugar en los fondos de un lago continental poco profundo (Caliza de Vallcebre) siguiéndole la sedimentación en diversos ambientes continentales (Garumniense rojo superior). De lo que sucedió después no queda ninguna evidencia en el sinclinal de Vallcebre, sabiéndose únicamente que ya bien entrada la Era Terciaria tuvo lugar una importante deformación que plegó las rocas y las erosionó dando lugar a los Conglomerados de Berga. Finalmente, los procesos erosivos recientes (básicamente causados por el encajamiento de la red fluvial) y la disposición de las rocas han condicionado el modelado del relieve del Garumniense. Donde éste era más resistente a la erosión (como el caso de la Caliza de Vallcebre) se han producido escarpados mientras que las cárcavas se han dado en rocas más blandas.

C - ITINERARIO


( versión texto )

D - BIBLIOGRAFÍA

Aepler, R. (1967). Das garumnian der Mulde Von Vallcebre und ihre Tektonik (Spanien, Provinz Barcelona). Master thesis Freien Universität Berlin (Naturwissenschaftlichen Fakultät). 101 pp, inédito.
Oms, O. (1998). Geologia. En J. Pedrals coord. Sant Julià de Cerdanyola, poble de sempre, municipi recuperat. Ed. Ajuntament de Sant Julià de Cerdanyola, 232 pp.
Oms, O., Vicens, E. y Estrada, R. (2004, en prensa). Entorn geològic dels fòssils de dinosaures del Berguedà. L’Erol (Berga).
Rosell, J., Linares, J. y Llompart, C. (2001). El “Garumniense” prepirenaico. Revista de la Sociedad Geológica Española, 14 (1-2): 47-56.


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