GeoRuta 1: Calicaus y Cueva del Moro de Alins del Monte | AZANUY-ALINS

Parada 1: Interpretación geológica del enclave de Alins

Desde el punto en el que nos encontramos tenemos una preciosa panorámica del pueblo de Alins, el cual se sitúa estratégicamente en la ladera solanera de un altozano calcáreo. Las calizas que forman este cerro pertenecen al Muschelkalk. Inmediatamente al sur de estas, bajo las últimas casas de Alins, se encuentra el cabalgamiento frontal surpirenaico, es decir, el límite entre el Pirineo (al norte) y la Cuenca del Ebro (al sur), geológicamente hablando. De acuerdo con esto, lo inmediatamente al sur de este cabalgamiento se conoce como frente de cabalgamiento surpirenaico (CFSP). Desde donde nos encontramos, podemos identificar cómo este frente de cabalgamiento está formado por una alternancia de areniscas y lutitas marrones con una disposición de los estratos verticales o incluso, en algunos puntos, invertidos (Fm. Salinar). Estos materiales detríticos, en los que se intercalan en ocasiones calizas lacustres e incluso niveles de yesos y margas grises, se interpreta como las partes más lejanas (distales) de un gran sistema fluvio-aluvial cuya área fuente sería la actual Zona Axial del Pirineo. Esto nos quiere decir, que, durante la formación de esta unidad, los actuales relieves del entorno de Alins no existían y se encontraban cubiertos de materiales similares e incluso conglomeráticos, de los que actualmente no queda ni rastro.

Restos del antiguo cementerio de Alins

Inicio camino

Cruce

Tomar el camino de la izquierda

Parada 2: Sill de ofitas

Como viene siendo lo habitual en las salidas por el este sector del Pirineo, asociados a los materiales del keuper es fácil encontrarnos con unos afloramientos característicos formados por rocas oscuras que para nada nos hacen pensar en rocas sedimentarias. Nos encontramos ante un afloramiento de rocas ígneas, concretamente de tipo subvolcánicas o hipoabisales. Es decir, rocas ígneas intrusivas que se originan cuando el magma, durante su ascenso, se enfría sin alcanzar la superficie, pero muy próximo a ésta, por lo que el enfriamiento es relativamente rápido y a baja presión. Tradicionalmente, a estas rocas se les denomina ofitas, debido a que su aspecto (color verdoso y moteado) recuerda a la piel de las serpientes (del griego ophis = serpiente). Se las denomina también indistintamente como doleritas o diabasas y son posiblemente las rocas subvolcánicas más abundantes y omnipresentes en todos los continentes. Composicionalmente son equivalentes a un gabro (roca plutónica) o un basalto (roca volcánica). A lo largo de todo el Pirineo, su composición mineralógica (paragénesis) es muy similar y uniforme, consistente en: olivino, piroxenos (augita, diópsido y pigeonita) y plagioclasa (labradorita). Además de estos minerales, en estas rocas aparecen otros -denominados minerales accesorios- como la ilmenita o magnetita, ambos minerales magnéticos que podemos separar del resto con un simple imán. Estos cuerpos de ofitas aislados, por lo general, se emplazaron formando sills, es decir, unos cuerpos magmáticos lenticulares y tabulares, muy posiblemente paralelos a la estratificación de los materiales del keuper. Debido a la plasticidad de estos materiales del keuper y la elevada viscosidad del magma, en ocasiones, es posible identificar en el techo del sill estructuras fluidales, aspecto muy importante para conocer la polaridad de la serie. Según algunos autores, el emplazamiento de estos cuerpos tuvo lugar en el Triásico superior, hace unos 210 m.a., antes de la sedimentación de las calizas del Triásico superior-Jurásico. En la actualidad, el afloramiento aparece muy alterado y meteorizado, y se desarrollan estructuras de disyunción bolar con exfoliación esferoidal favorecidas por la presencia de una intensa red de fracturas (diaclasas). Estas fracturas están relacionadas con la retracción que sigue al enfriamiento y delimitan elementos unitarios en forma de cubos o prismas donde, al estar en contacto con los agentes atmosféricos, se desarrollan estas disyunciones bolares. En ocasiones, estas fracturas aparecen rellenas con minares secundarios como epidota, cuarzo, la famosa zeolita de Estopiñán: la escolecita, o el mineral estrella del Parque: la aerinita. A esta alteración (meteorización) de las ofitas, se le suma otra conocida como arenización. Ésta consiste en la disgregación de la masa rocosa por procesos fisicoquímicos relacionados con la exposición aérea, dando como resultado una característica arena de color oscuro conocida técnicamente como grus, lem, o regolito y localmente, en algunos puntos del parque, como negrell.

Parada 3: Estratificación y fracturas en calizas

Nos encontramos ante un afloramiento de calizas del Cretácico superior sobre el cual se ha trazado la senda. Sin movernos de donde estamos, echando la vista la suelo, podremos observa una serie de “líneas”, perpendiculares entre sí, que atraviesan estas calizas. Se trata de planos de discontinuidad, unos primarios (estratificación) y otros secundarios (fracturas). Las discontinuidades primarias corresponden a los planos de estratificación de las propias calizas, que en esta ocasión estos estratos presentan espesores decimétricos. Así como las discontinuidades primarias se generan coetáneamente a la formación del sedimento, las discontinuidades secundarias tienen un origen posterior. En este caso estas discontinuidades secundarias son fracturas, es decir, planos a favor de los cuales la roca, debido a su comportamiento frágil, se ha roto. Las fracturas que podemos observar en este afloramiento se denominan diaclasas y tienen como característica principal que no existe desplazamiento relativo entre ambos bloques separados, de lo contrario estaríamos hablando de fallas. Por lo general, las diaclasas se presentan agrupadas en familias con un espaciado regular y directamente proporcional al espesor del estrato que están atravesando. En rocas sedimentarias, estas fracturas suelen ser perpendiculares a la estratificación, como ocurre en este afloramiento. Las diaclasas se generan en condiciones de esfuerzos relativamente pequeños. Estudiando en detalle afloramientos como este, podemos ser capaces de conocer las direcciones de esfuerzo principales que han dado lugar a estar fracturas, en muchas ocasiones relacionadas con estructuras mayores como fallas o pliegues; aunque existen otros orígenes para las diaclasas como el enfriamiento, en el caso de rocas ígneas o el enterramiento y exhumación de las rocas como consecuencia de cambios en la presión litostática. Por último, decir que, en las diaclasas, la componente de extensión juega un papel principal, lo cual no significa que únicamente en contextos regionales extensivos se formen diaclasas.

Cruce

Abandonamos senda marcada y nos adentramos en el pinar

Antiguo corral y paridera

Calicaus

Parada 5: Congosto de Urría

Durante el trayecto desde la parada anterior, hemos podido observar a lo lejos unas paredes verticales atravesadas por un pequeño barranco conocido como de las Carboneras. Se trata del Congosto de Urría, un estrecho y corto desfiladero entre vertiginosas paredes calcáreas. Las calizas que vemos a la entrada del congosto están en posición vertical y se atribuyen al Peleógeno (Fm. Tremp), por lo tanto, estas crestas que serpentean ambas laderas del barranco, no son más que estratos en posición vertical, que debido a la erosión diferencial unos resaltan sobre otros. Estas morfologías se conocen como barras. El origen de estas barras nos lo explica la geología estructural. Nos encontramos en el flanco norte de un sinclinal de dirección E-O que es atravesado perpendicularmente por el barranco de las Carboneras. Este flanco norte está más deformado y como consecuencia en su parte central los estratos se encuentran en posición vertical. Aunque cuesta verlo desde este punto, nos encontramos ante la sucesión de una serie de anticlinales y sinclinales de similar dirección, muy erosionados y relacionados con la sucesión de pequeños cabalgamientos. Posteriormente, la erosión a expuesto estas estructuras dando como resultado el relieve actual conocido como relieve jurásico.

Parada 4: Calicaus

Nos encontramos cerca de la cima del Tozal de la Mesa a casi 790 m.s.n.m., formado por las típicas calizas del Cretácico superior tan características del futuro Parque. Si nos movemos por el entorno, podremos observar una serie de profundas grietas que rompen y fragmentan este sector del macizo calcáreo y que en Alins del Monte conocen como Calicaus. Estas grietas presentan profundidades de varias decenas de metros, anchuras de hasta 8 m y longitudes de varios centenares de metros. En algunas de estas grietas se observan incluso procesos de karstificación, similares a los que podemos encontrar en cuevas. Plasmando sobre foto aérea el trazado de estas grietas, se observan trazos angulosos, relativamente paralelos al cresterío de las calizas del Cretácico superior e independientes de la estratificación. Además, se identifican algunos bloques aislados del macizo por estas grietas. Si realizamos una cartografía geológica sencilla del entorno, podemos observar que al norte de las calizas del Cretácico superior aparecen materiales arcillosos del keuper y al sur, en el fondo del barranco, las arcillas y areniscas de la transición Cretácico-Paleógeno (Fm. Tremp). Por otro lado, al oeste existe una pequeña falla que atraviesa el macizo de norte a sur. Por todo ello, parece que nos encontramos ante la manifestación en superficie de un deslizamiento. En concreto, ante las grietas de tracción de éste, las cuales parecen indicar un desplazamiento de los bloques hacia el noroeste y noreste condicionado parcialmente por la presencia de una falla. A primera vista, observando la morfología de las laderas, parece extraño que exista en este sector un deslizamiento con desplazamiento hacia el norte. Esto es debido a que se trata de un deslizamiento poco frecuente de tipo extensión lateral, donde una masa rocosa consolidada (calizas Cretácico superior) yace sobre una masa rocosa más blanda (arcillas y yesos del Keuper). El comportamiento dúctil y plástico de los materiales infrayacentes, permite que, con una mínima pendiente, se produzca el desplazamiento lateral de la roca dura y competente suprayacente. Por el aspecto de estas grietas y la abundante vegetación existente tanto en el entorno como en el interior de las mismas, todo apunta a que nos encontramos ante un paleodeslizamiento, y por tanto actualmente sin actividad. Si somos un poco curiosos, veremos que, desde un punto de vista espeleológico, estas grietas podrían ser consideradas como cuevas, algunas de ellas con bastante recorrido y profundidad. A este respecto, cabe decir que muchas de las cuevas existentes en la Sierra de la Carrodilla, en concreto muchas de las conocidas como sías y/o avencs, tienen un origen más relacionado con los deslizamientos/movimientos de ladera que con el karst propiamente dicho.

Congosto de Urría

Parada 6: Cuava del Moro o de los Moros

Si no fuera por el poste informativo, muy posiblemente no nos daríamos cuenta de que estamos ante un yacimiento arqueológico de importancia local. Se trata del yacimiento arqueológico de la Cueva Sepulcral del Moro de Alins del Monte, el cual se suma a otros de características similares situados en el entorno próximo como los de Gabasa, Olvena, Juseu o Castillonroy. Como su propio nombre indica, los restos encontrados apuntan claramente a que su importancia radica en que tuvo una función sepulcral y dilatada en el tiempo con enterramientos múltiples desde el Neolítico hasta la Edad del Bronce, es decir, un recorrido entre el 6.000 y 1.000 a.C. A pesar de ello, la cavidad continúa en época histórica tal y como indican los restos romanos. El yacimiento debió ser de mayor envergadura y con mayor abundancia de restos que los que pudieron ser recuperados por los arqueólogos, ya que tan solo se dispone de una mínima parte de ellos procedentes de una “colección privada” hoy depositada en el Museo de Huesca. En agosto de 1992, el Gobierno de Aragón declaró el yacimiento como destruido debido a los abundantes saqueos y expolios. Los restos hoy disponibles y estudiados lo conforman industrias líticas, cerámicas, ornamental, cestería, objetos de madera y ósea. Del total de restos óseos, se ha identificado un mínimo de 11 individuos jóvenes, siendo más de la mitad personas sin alcanzar la edad adulta, lo que indica una alta mortalidad infantil. En cuanto a la génesis de esta cueva, si nos fijamos en la topografía disponible observaremos que se caracteriza por ser una oquedad alargada, estrecha y profunda. En cuanto al aspecto que presenta en campo, vemos que está relacionada con el desprendimiento de un gran bloque de caliza del macizo rocoso, lo cual es coherente con la topografía. De nuevo un ejemplo más de cueva relacionada con movimientos de ladera tan frecuentes en la sierra de La Carrodilla como hemos visto en esta salida.

Cueva del Moro o de los Moros de Alins

Parada 7: Ofitas

Como viene siendo lo habitual en las salidas por el este sector del Pirineo, asociados a los materiales del keuper es fácil encontrarnos con unos afloramientos característicos formados por rocas oscuras que para nada nos hacen pensar en rocas sedimentarias. Nos encontramos ante un afloramiento de rocas ígneas, concretamente de tipo subvolcánicas o hipoabisales. Es decir, rocas ígneas intrusivas que se originan cuando el magma, durante su ascenso, se enfría sin alcanzar la superficie, pero muy próximo a ésta, por lo que el enfriamiento es relativamente rápido y a baja presión. Tradicionalmente, a estas rocas se les denomina ofitas, debido a que su aspecto (color verdoso y moteado) recuerda a la piel de las serpientes (del griego ophis = serpiente). Se las denomina también indistintamente como doleritas o diabasas y son posiblemente las rocas subvolcánicas más abundantes y omnipresentes en todos los continentes. Composicionalmente son equivalentes a un gabro (roca plutónica) o un basalto (roca volcánica). A lo largo de todo el Pirineo, su composición mineralógica (paragénesis) es muy similar y uniforme, consistente en: olivino, piroxenos (augita, diópsido y pigeonita) y plagioclasa (labradorita). Además de estos minerales, en estas rocas aparecen otros -denominados minerales accesorios- como la ilmenita o magnetita, ambos minerales magnéticos que podemos separar del resto con un simple imán. Estos cuerpos de ofitas aislados, por lo general, se emplazaron formando sills, es decir, unos cuerpos magmáticos lenticulares y tabulares, muy posiblemente paralelos a la estratificación de los materiales del keuper. Debido a la plasticidad de estos materiales del keuper y la elevada viscosidad del magma, en ocasiones, es posible identificar en el techo del sill estructuras fluidales, aspecto muy importante para conocer la polaridad de la serie. Según algunos autores, el emplazamiento de estos cuerpos tuvo lugar en el Triásico superior, hace unos 210 m.a., antes de la sedimentación de las calizas del Triásico superior-Jurásico. En la actualidad, el afloramiento aparece muy alterado y meteorizado, y se desarrollan estructuras de disyunción bolar con exfoliación esferoidal favorecidas por la presencia de una intensa red de fracturas (diaclasas). Estas fracturas están relacionadas con la retracción que sigue al enfriamiento y delimitan elementos unitarios en forma de cubos o prismas donde, al estar en contacto con los agentes atmosféricos, se desarrollan estas disyunciones bolares. En ocasiones, estas fracturas aparecen rellenas con minares secundarios como epidota, cuarzo, la famosa zeolita de Estopiñán: la escolecita, o el mineral estrella del Parque: la aerinita. A esta alteración (meteorización) de las ofitas, se le suma otra conocida como arenización. Ésta consiste en la disgregación de la masa rocosa por procesos fisicoquímicos relacionados con la exposición aérea, dando como resultado una característica arena de color oscuro conocida técnicamente como grus, lem, o regolito y localmente, en algunos puntos del parque, como negrell.