GeoRuta 7: Congosto del Regué de Estopiñán | ESTOPIÑÁN DEL CASTILLO

Parada 1: Muschelkalk

Salimos de la Plaza de la Iglesia de Estopiñán en dirección norte para tomar la primera calle a la derecha que nos llevará al pie del recinto amurallado del castillo, el cual se apoya directamente en el macizo rocoso. Desde las afueras del pueblo, el castillo se observa alargado y estrecho. Esto se debe a que el edificio defensivo se ajusta y adapta a la morfología de los estratos verticales de las calizas del Muschelkalk (Triásico medio) que afloran en este sector de las Sierras Marginales. Estos estratos verticales se conocen como barras, y es exactamente el mismo fenómeno que podemos observar en el cercano pueblo de Finestres, pero en esta ocasión en materiales mucho más antiguos, trabajados y tallados por el ser humano a su antojo. En la primera parada observaremos perfectamente cómo los estratos de calizas se encuentran completamente verticales, y cómo los habitantes de Estopiñán se las han ingeniado para adaptar la roca a sus necesidades, tanto defensivas como habitacionales. Si nos acercamos y observamos más en detalle la roca, observaremos en las calizas estructuras sedimentarias de corriente, es decir, formadas por la circulación y movimiento del agua. Estas estructuras se conocen como ripples, y nos aportan información sobre la dirección de la corriente de agua, así como de la profundidad del fondo. Así, nos permiten conocer que estas calizas se formaron en un ambiente marino muy salino y de escasa profundidad en un sector cercano a la costa. El Muschelkalk en las Sierras Marginales se puede dividir en dos subunidades principales. En la base se encuentra la Unidad de Calizas grises, formada por estratos decimétricos y métricos de calizas con laminación milimétrica, bioturbación, parcialmente dolomitizados y con restos poco frecuentes de equinodermos, bivalvos y ostrácodos, entre otros. Esta unidad es la que se observa en el pueblo de Estopiñán, Parad 1. Por otro lado, la unidad superior o de Calizas y/o Dolomías tableadas, está formada mayoritariamente por calizas dolomitizadas en su mayor parte dispuestos en pequeños estratos centimétricos en los que en ocasiones se reconocen niveles estromatolíticos, y que en la zona de Estopiñán abundan los bivalvos. Esta es la unidad que observaremos en la Parada 6.

Parada 2: Afloramiento de ofitas

Como viene siendo lo habitual en las salidas por el este sector del Pirineo, asociados a los materiales del Triásico medio (Keuper) es fácil encontrarnos con unos afloramientos característicos formados por rocas oscuras que para nada nos hacen pensar en rocas sedimentarias. Se trata de afloramientos 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 al de la piel de las serpientes (del griego ophis = serpiente). A estas rocas se las denomina también 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 cuando la roca está alterada. 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 tránsito Triásico superior-Jurásico (Formación Isábena). En la actualidad, los afloramientos de estas paradas aparecen muy alterados y meteorizados. Llama especialmente la atención el desarrollo de 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, escolecita (famosa zeolita de Estopiñán) o por el mineral estrella del Parque: la aerinita. A esta alteración de las ofitas, se le suma otra conocida como arenización. 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. Localmente, en algunos puntos dentro de los límites del Parque, a esta arena oscura se le conoce como negrell, y si pasamos un imán sobre esta arena seremos capaces de separar minerales ferromagnéticos como la ilmenita o magnetita.

Parada 3: Mineralización de aerinita

Como viene siendo lo habitual en las salidas por el este sector del Pirineo, asociados a los materiales del Triásico medio (Keuper) es fácil encontrarnos con unos afloramientos característicos formados por rocas oscuras que para nada nos hacen pensar en rocas sedimentarias. Se trata de afloramientos 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 al de la piel de las serpientes (del griego ophis = serpiente). A estas rocas se las denomina también 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 cuando la roca está alterada. 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 tránsito Triásico superior-Jurásico (Formación Isábena). En la actualidad, los afloramientos de estas paradas aparecen muy alterados y meteorizados. Llama especialmente la atención el desarrollo de 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, escolecita (famosa zeolita de Estopiñán) o por el mineral estrella del Parque: la aerinita. A esta alteración de las ofitas, se le suma otra conocida como arenización. 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. Localmente, en algunos puntos dentro de los límites del Parque, a esta arena oscura se le conoce como negrell, y si pasamos un imán sobre esta arena seremos capaces de separar minerales ferromagnéticos como la ilmenita o magnetita.

Bosque de robles

Parada 4: Sistema de barreras. Travertinos

Conforme nos adentramos en el congosto y comenzamos la senda que discurre paralela al barranco del Regué, iremos observando cómo este cauce se encuentra constantemente interrumpido por una serie de cordones de roca que forman pequeños saltos de agua. Estos cordones o presas definen una zona de aguas tranquilas en la parte superior, seguida de una zona turbulenta de mayor pendiente en la parte inferior, dando el aspecto de un cauce escalonado. Esto es lo que se conoce como sistema de barreras tobáceas. Estos cordones o barreras, están formados por un tipo de roca conocida como toba. La toba es una roca carbonatada formada a partir de aguas meteóricas de origen kárstico y por tanto especialmente ligadas a las condiciones ambientales, teniendo su máximo desarrollo en periodos interglaciares como el actual. Se trata de una roca muy porosa debido a la existencia en su seno de abundantes restos vegetales (musgos, algas, micrófitos, etc.), los cuales al morir se descomponen dejando como resultado un hueco (poro). Este tipo de sistemas se desarrollan en cauces cuyas aguas están muy cargadas, o incluso saturadas, en carbonato cálcico (“caliza”). Es decir, las aguas del barraco de lo Regué, al circular por las calizas las disuelve y se cargan en carbonato que luego precipita en este sector del cauce formando tobas. La precipitación del carbonato que contienen las aguas del Regué en forma de barreras se produce por varios motivos: 1. En este sector la pendiente del barranco es mayor, por lo que las aguas se vuelven más turbulentas. Esto hace que el agua se desgasifique, es decir, libere el CO2. Como consecuencia de esta liberación, el pH del agua cambia y el carbonato se ve obligado a precipitar. 2. Aumentos en la temperatura del agua, provocan una mayor evaporación del agua y por tanto una saturación de ésta en carbonato, obligando a éste a precipitar. 3. La presencia de yesos en el cauce del barranco, como es el caso de los existentes en el keuper aguas arriba, puede provocar también una aceleración en la precipitación de carbonatos. 4. La presencia de vegetación en el medio también puede condicionar la precipitación de carbonato. Las exigencias fotosintéticas de organismos vegetales provocan un consumo de CO2, es decir, una disminución de este compuesto, y como consecuencia la precipitación de carbonato. Estos son solo algunos de los principales motivos que favorecen la precipitación de carbonatos en forma de barreras en cauces de agua, siendo el primero el de mayor relevancia en el caso del Regué.

Font del Pico

Parada 5: Cova del Congost

Las calizas del Cretácico superior en este sector de las Sierras Marginales, están atravesadas perpendicularmente por el curso del barranco del Regué, en cuya ladera izquierda se desarrolla un pequeño sistema kárstico formado por un conjunto de cuevas. La cueva de mayor tamaño y de más fácil acceso se sitúa a media ladera y presenta una boca de entrada de unos 25 m de altura, la cual reduce su tamaño conforme nos vamos adentrando hacia su fondo situado a unos 70 m de la entrada. Si somos observadores, veremos que esta boca presenta cierta asimetría. El lateral izquierdo se muestra muy rectilíneo y marcado, mientras que el lateral derecho es más curvo y abovedado. Esto es debido a que el origen de la cueva está relacionado con una falla, concretamente con una falla normal. El lateral izquierdo rectilíneo corresponde con el plano por el cual se ha roto la roca (falla), conocido como plano de falla. Si nos fijamos, veremos que este plano de prolonga desde la entrada hasta el fondo de la cueva, e incluso es posible identificarlo en la ladera opuesta del barranco. Esta estructura es clave para entender la formación de la cueva. La falla supone un punto débil del macizo rocoso, y el agua ha aprovechado esta debilidad para circular por ella. La circulación del agua por el macizo ha ido disolviendo la caliza generando el hueco, o cueva, que vemos actualmente. Como se ha dicho, este plano supone un punto débil para el conjunto del macizo rocoso y, además, es intersectado perpendicularmente por el barranco, lo que ha favorecido el desprendimiento de grandes bloques de roca. Esto nos permite explicar el tamaño tan grande de la entrada. Por tanto, vemos diferentes procesos en la formación y resultado final del aspecto que observamos actualmente en la cueva. Por último, como ya hemos dicho, la cueva se desarrolla en calizas del Cretácico superior, por lo que es fácil encontrarnos fauna fósil de esta época por las paredes de la misma. Fósiles como los bivalvos o equinodermos, entre otros.

Parada 6: Muschelkalk

Salimos de la Plaza de la Iglesia de Estopiñán en dirección norte para tomar la primera calle a la derecha que nos llevará al pie del recinto amurallado del castillo, el cual se apoya directamente en el macizo rocoso. Desde las afueras del pueblo, el castillo se observa alargado y estrecho. Esto se debe a que el edificio defensivo se ajusta y adapta a la morfología de los estratos verticales de las calizas del Muschelkalk (Triásico medio) que afloran en este sector de las Sierras Marginales. Estos estratos verticales se conocen como barras, y es exactamente el mismo fenómeno que podemos observar en el cercano pueblo de Finestres, pero en esta ocasión en materiales mucho más antiguos, trabajados y tallados por el ser humano a su antojo. En la primera parada observaremos perfectamente cómo los estratos de calizas se encuentran completamente verticales, y cómo los habitantes de Estopiñán se las han ingeniado para adaptar la roca a sus necesidades, tanto defensivas como habitacionales. Si nos acercamos y observamos más en detalle la roca, observaremos en las calizas estructuras sedimentarias de corriente, es decir, formadas por la circulación y movimiento del agua. Estas estructuras se conocen como ripples, y nos aportan información sobre la dirección de la corriente de agua, así como de la profundidad del fondo. Así, nos permiten conocer que estas calizas se formaron en un ambiente marino muy salino y de escasa profundidad en un sector cercano a la costa. El Muschelkalk en las Sierras Marginales se puede dividir en dos subunidades principales. En la base se encuentra la Unidad de Calizas grises, formada por estratos decimétricos y métricos de calizas con laminación milimétrica, bioturbación, parcialmente dolomitizados y con restos poco frecuentes de equinodermos, bivalvos y ostrácodos, entre otros. Esta unidad es la que se observa en el pueblo de Estopiñán, Parad 1. Por otro lado, la unidad superior o de Calizas y/o Dolomías tableadas, está formada mayoritariamente por calizas dolomitizadas en su mayor parte dispuestos en pequeños estratos centimétricos en los que en ocasiones se reconocen niveles estromatolíticos, y que en la zona de Estopiñán abundan los bivalvos. Esta es la unidad que observaremos en la Parada 6.