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EL RELIEVE DEL PAIS VASCO
JOSÉ
MIGUEL
EDESO
1. INTRODUCCION
El País Vasco tiene una superficie de 20.664 km.2
repartidos entre las
provincias de Guipúzcoa (1.999 km.2),
Navarra (10.421 km.2),
Alava (3.047
km.2)
y Vizcaya (2.217 km.2)
en la parte peninsular y, Laburdi (857 km.2),
Zuberoa (789 km.2)
y Benabarra (1.333 km.2),
en la parte continental. Queda
limitado al Norte por el mar Cantábrico, al Oeste por las
provincias de
Santander y Burgos, al Sur por el río Ebro y las
provincias de Burgos,
Logroño y Zaragoza, al Sureste por Zaragoza y Huesca y al
Nordeste por el
río Adour.
Si exceptuamos las altas cimas pirenaicas —donde se
rebasan los 2.000
m. de altura—, encontramos que la mayor parte del
territorio vasco se
desarrolla entre los 1.000-1.600 m. de altitud, de ahí que
tradicionalmente se
halla denominado a nuestro país con el término de
«depresión vasca». Sin
embargo, este término no es correcto, ya que hace pensar
en una fosa
emplazada entre dos sistemas montañosos elevados (Pirineos
y Cordillera
Cantábrica) lo cual no es del todo cierto, siendo mucho
más lógico utilizar el
término de umbral vasco.
Existen diversos problemas a la hora de relacionar el
relieve de nuestro
país con los dos sistemas montañosos que lo flanquean.
Tradicionalmente se consideraba que Pirineos y Cordillera
Cantábrica
formaban un eje montañoso continuo, dividido en Pirineos
ístmicos y
Pirineos Atlánticos. Posteriormente, Pirineos y Cordillera
Cantábrica fueron
considerados como dos sistemas claramente diferenciados e
independientes
desde el punto de vista geológico y morfológico. Aunque
esta última es la
interpretación más aceptada, nosotros, por razones
pedagógicas, vamos a
considerar el territorio vasco como el extremo occidental
de Pirineos
(exceptuando la Depresión del Ebro y la cuenca del Adour).
En el sector oriental de Guipúzcoa, Norte de Navarra y Sur
de Laburdi,
Zuberoa y Benabarra predomina un estilo de revestimiento
de fondo, ya que
la cobertera Mesozoica y Terciaria, si bien ha actuado por
su propia cuenta en
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JOSE MIGUEL EDESO
los detalles, en conjunto traduce las deformaciones del
zócalo. En la zona
cercana al eje pirenaico, el estilo es de plegamiento y
fractura, tipo sajónico,
con cabalgamientos, pliegues-falla, etc.
En Vizcaya, Centro y Oeste de Guipúzcoa, Alava y País
Vasco Continental,
la cobertera alcanza una gran potencia y homogeneidad,
predominando
un estilo de cobertera, tipo Jurásico.
Por otra parte, en la Ribera y en el borde septentrional
de Laburdi, los
materiales aparecen dispuestos en la horizontal, ya que no
han sido afectados
por la tectónica. Unicamente existen deformaciones
halocinéticas ligadas a
migraciones de yesos y materiales plásticos.
Unidades morfoestructurales
El relieve del País Vasco se identifica con un conjunto de
unidades
morfoestructurales articuladas en torno a un eje central,
que no es sino la
divisoria de aguas atlántico-mediterránea. Este eje, se
inicia en la Mesa de los
Tres Reyes (2.433 m.), prolongándose hacia el Oeste a
través del Orhy
(2.021 m.), Otxogorri (1.923 m.), Ibañeta (1.057 m.),
Saioa (1.418 m.),
Velate, Azpiroz (700 m.), enlazando con Aralar, a través
del Irumugarrieta
(1.427 m.), continuándose por Aitzgorri (1544 m.), Elguea,
Arlaban (Anboto,
1.296 m.), Gorbea (1.475 m.) y Sierra Salvada.
Estructuralmente, es preciso diferenciar tres unidades
netamente contrastadas:
Pirineos y Montes Litorales, Depresión del Ebro y Cuenca
de
Aquitania.
1. MONTES LITORALES
Bajo esta denominación incluimos el conjunto de tierras localizadas entre
la línea divisoria atlántico-mediterránea y el litoral marino. Suponen
alrededor de un tercio del territorio vasco, abarcando la mayor parte de
Vizcaya, Guipúzcoa y País Vasco Continental.
En general, el relieve no rebasa los 1.000 m., destacando
únicamente
algunos relieves residuales (Ernio, Erlo, Oiz, etc.), que
en ningún caso
sobrepasan los 1.100 m. Es un paisaje monótono, puesto que
el relieve se ha
modelado uniformemente como consecuencia de la
homogeneidad litológica
de las distintas series mesozoícas que integran este
sector. Esta monotonía se
ve reforzada en virtud de una cobertera vegetal abundante
que enmascara las
formas, impidiendo su observación directa.
El sector occidental (Vizcaya y Guipúzcoa) presenta un
dispositivo
tectónico característico, ya que los empujes pirenaicos
deformaron los
materiales Mesozoíco-Terciarios según rumbos alpinos, pero
la existencia de
un relieve preexistente que actuó como tope, condicionó el
normal desarrollo
de las directrices alpinas, de ahí que hasta el río Urola,
los materiales adopten
una dirección NO-SE, mientras que a partir del Urola, se
observen direccio-
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EL RELIEVE DEL PAIS VASCO
nes E-O, primero, y SO-NE, después, dibujando el
denominado «arco
vasco».
Este dispositivo tectónico ha sido cortado
transversalmente por la red
hidrográfica, generando un relieve en cuadrícula muy
complejo. En Guipúzcoa,
todos los ríos mayores (Deva, Urola, Oria, Bidasoa),
presentan una
dirección Norte-Sur, sólo alterada en algunos tramos en
los que el río se
adapta a la estructura (p.e. el Oria a la altura de
Lasarte). En Vizcaya, este
dispositivo en cuadrícula tiene dos excepciones, el
Ibaizabal y el Munguía,
que corren adaptados a la estructura.
Si efectuamos un corte perpendicular, podemos diferenciar
las siguientes
subunidades:
a) Cordal Costero
La costa vasca se identifica con un conjunto de
alineaciones montañosas
más o menos elevadas, responsables de la formación de una
costa abrupta y,
en general, estructural, puesto que, en la mayoría, el
litoral coincide con
flancos de pliegue (tramos Bilbao-Santander, donde se
identifica con el
flanco septentrional del anticlinal de Vizcaya) o reversos
estructurales (sector
comprendido entre San Sebastián y Fuenterrabía).
Unicamente entre Bilbao y
Machichaco se observa una costa transversal, modelado a
expensas de los
materiales del sinclinal de Oiz, lo que explica el
desarrollo de una costa
recortada, con numerosos entrantes y salientes.
Esta cadena litoral está cortada por diversas rías:
Bidasoa, Pasajes, Orio,
Deva, Guernica, Ibaizabal, etc. Son valles fluviales
invadidos por el mar,
aunque en ocasiones su génesis está ligada a reajustes
isostásicos locales
responsables de la fracturación de las rocas. Son poco
profundas y están en
avanzado proceso de colmatación.
Este cordel costero delimita una pequeña depresión
discontinua que no
merece el título de surco prelitoral, pues solamente en el
sector Oriental, en
donde el río Oria abandona la dirección Norte-Sur,
adoptando la Este-Oeste,
se distingue con claridad.
b) Anticlinorio Tolosa-Arno y
anticlinorio Bermeo-Arno
Esta unidad se desarrolla entre el Cabo Machichaco y el
Macizo de Cinco
Villas. Se trata de un anticlinorio modelado sobre
materiales Mesozoicos,
cuya estructura se va complicando paulatinamente a medida
que nos
acercamos al Macizo de Cinco Villas debido a la influencia
directa del zócalo
herciniano. A partir de Deva, el anticlinorio se
fragmenta, siendo frecuentes
los cabalgamientos, pliegues falla... Este es el caso de
los repliegues de
cobertura del monte Iturrioz, del sinclinal colgado del
Ernio y su prolongación en el Gazume y Uzturre, del anticlinal-falla de
Azcoitia-Regil, del
diapiro de Zarauz, etc.
Por el contratio, en Vizcaya desaparece definitivamente el
estilo tectónico
de la cobertura pirenaica, y los pliegues son más suaves
que en la parte
guipuzcoana. El relieve principal viene dado por un
pliegue anticlinal que
desde Marquina hasta la ría de Guernica supone el límite
meridional de la
zona que consideramos; más al norte se suceden una serie
de anticlinales de
relevo. Por último, es de destacar la cubeta sinclinal de
Ispaster y el anticlinal
diapírico de la ría de Guernica.
c) Sinclinorio de Vizcaya
Al Sur del Anticlinorio Bermeo-Arno-Tolosa se desarrolla
el sinclinorio
de Vizcaya, modelado a expensas de los materiales Eocenos
y del flysch
Cretácico superior. Presenta una estructura muy simple,
que se complica
paulatinamente a medida que nos acercamos al zócalo
Pirenaico.
Esta unidad se inicia en Punta Galea mediante el Sinclinal
de Guecho,
cuyo eje se eleva progresivamente hacia el Este, a través
del segmento de
Berriaga y Bizcargui y del sinclinal de Oiz, que concluye
periclinalmente en
la peña Egoarbitza. A partir de aquí, los materiales
Eocenos del núcleo del
sinclinorio desaparecen, siendo sustituidos por potentes
masas de flysch con
interestratificaciones de basaltos submarinos que denotan
la existencia de
importantes fracturas del zócalo subyacente.
Hacia el Este, el sinclinorio se va cerrando
progresivamente, enlanzando
a la altura de Garin-Beasain con el Manto de los Mármoles
y Anticlinal de
Txindoki.
2. PIRINEOS
Los pirineos constan de un eje axial y de un conjunto de
relieves que
reciben el nombre de Prepirineos.
a) Eje axial
Es la línea maestra de la cadena Pirenaíca, aunque no
forma un conjunto
continuo, ya que en ocasiones está fosilizado por
materiales más recientes,
fundamentalmente cretácicos. Básicamente, está constituido
por materiales
Paleozoicos, muy antiguos, que constituyen los Macizos de
Aya-Larrum,
Cinco Villas, Oroz-Betelu, Ursuia, Baigurua, Mendibeltza y
Alduides, es
decir, coincide con el primitivo umbral herciniano.
Es un relieve estructural, articulado en horst y fosas tectónicas, siendo
imposible determinar las estructuras hercinianas —excepto en Quinto Real,
donde los pliegues hercínicos están claramente orientados
N-S, con convergencia
Oeste—, puesto que han sido afectados por los movimientos
posthercínicos,
responsables del arqueamiento de sus ejes y de la
aparición de
numerosas facturas de dirección E-O. Todo ello ha
condicionado la evolución
morfológica del sector, puesto que topográficamente, el
relieve se resuelve
mediante un conjunto de depresiones
tectónico-estructurales estrechas (la
erosión se ve bloqueada por la dureza de los materiales)
separadas por
interfluvios estructurales elevados.
b) Prepirineos
Los prepirineos pueden subdividirse en sierras interiores,
depresión media
y sierras exteriores.
b1)
Sierras interiores
Se disponen adosadas al eje axial, presentando una
orientación general
E-O, típicamente alpina. Están constituidas por potentes
barras calcáreas con
intercalaciones margosas o flyschoides. La intensa
actividad erosiva ha
excavado un conjunto de valles transversales, de dirección
N-S, que reciben
el nombre de valles orientales y centrales navarros
(Roncal, Salazar, Erro,
Urrobi). Son formas encajadas debido a la resistencia que
presentan los
materiales ante el embate de los procesos morfogenéticos,
alcanzando cierto
desarrollo allí donde predominan las formaciones margo-flyschoides
fácilmente
deleznables. En conjunto, se trata de un relieve erosivo
generado por la
red hidrográfica sobre una estructura transversal.
Este dispositivo, aunque con formas más modestas, se
prolonga hacia el
Oeste a través de la Ulzama. Son valles bastante anchos
separados por
interfluvios redondeados, ya que aquí predominan los
materiales blandos.
Hacia el Oeste, la Ulzama enlaza con un conjunto de
Sierras que forman
parte de la divisoria atlántico-Mediterránea. Esta
alineación se inicia en
Aralar, prolongándose a través de Aitzgorri, Elgea,
Arlabán, Gorbea y Sierra
Salvada.
Es una alineación de forma sinuosa, con concavidad hacia
el Sur en el
sector occidental y hacia el Norte en el oriental, que no
rebasa, por lo general,
los 1.500 metros de altitud. Se identifica con una gran
cuesta monoclinal con
buzamiento sur, muy compleja en detalle, siendo frecuentes
los desdoblamientos,
fallas, cabalgamientos, etc.
Litológicamente, se ha modelado sobre materiales calcáreos
del Jurásico
y Cretácico, existiendo indentaciones terrígenas
localmente importantes.
Entre Sierra Salvada y Gorbea, constituye el flanco
meridional del anticlinal
de Vizcaya, mientras que entre Aitzgorri y Aralar se
relaciona con flancos
normales de pliegues falla cabalgantes al Norte.
b2)
Depresión media prepirenaica
Se trata de un rosario de depresiones de 85 kms. de
longitud, localizado
entre las altas sierras interiores y las Sierras
exteriores. Este es el caso de la
Cuenca de Aoiz-Lumbier, Cuenca de Pamplona, Barranca-Burunda
y Llanada
alavesa. Estructuralmente todo el conjunto se resuelve
mediante un
sinclinorio por la red hidrográfica, de ahí que
Geomorfológicamente se trate
de una depresión subsecuente bastante continua, unicamente
interrumpida por
pequeños relieves residuales que coinciden con
afloramientos de materiales
más duros (Sierra del Tajonar, Peña Izaga). Su fondo está
recubierto por una
fina película de materiales Cuaternarios, depositados bajo
la forma de terrazas
escalonadas, glacis o depósitos de ladera.
b3)
Sierras exteriores
La depresión media se cierra al Sur, mediante las Sierras
exteriores
(Sierras de Leyre, Alaiz, Izco, Sierra del Perdón, Sarvil,
Urbasa y Andía,
Montes de Iturrieta, Montes de Vitoria), etc.
Se trata de un conjunto de relieves estructurales, —de
dirección general
Este-Oeste—, de estilo Jurásico, modelados en Brays u
Ojales que siguen la
dirección de los ejes anticlinales y están enmarcados por
crestas predominantemente
calcáreas. Junto a estas formas aparecen cubetas
sinclinales, cluses,
montes derivados, sinclinales calcados, etc.
PAIS VASCO CONTINENTAL
En el País Vasco continental, el dispositivo estructural
es diferente. No
puede hablarse de Prepirineo, sino de Sudpirineo o
contrafuertes Pirinaicos,
que a partir del eje axial Paleozoico pierden rápidamente
altitud hacia el
Norte, generando una plataforma de acumulación o
piedemonte, de formas
poco importantes.
En efecto, frente a la complejidad estructural que define
al País Vasco
Continental, la relativa unidad de las formaciones
litológicas han dado lugar a
un paisaje homogéneo en el que las diferencias de nivel se
hallan, por lo
general, atenuadas.
La costa presenta dos tramos diferentes, uno desarrollado
entre la
desembocadura del Bidasoa y las inmediaciones de Biarritz,
netamente
transversal, ya que la erosión marina ataca los pliegues
alpinos generando una
costa recosa con numerosos entrantes y salientes ligados a
procesos erosivos
diferenciales. Desde Biarritz hasta la desembocadura del
Adour, la costa es
rectilínea y arenosa con abundantes playas y dunas que la
aislan del resto del
País.
Desde la costa hacia el interior, el relieve asciende
paulatinamente hacia
el Sur, culminando en el monte Larrum (900 m.). Sólo al
Sur de Tardets se
rebasan los 1.000 m., mientras que, en el sector
septentrional, los afloramientos
de material flysch, dan lugar a un paisaje de colinas de
escasa altitud
(400-600 m.) de orientación ESE-ONO. Los interflurios son
anchos y suaves,
separando valles de dirección SSO-NNE.
En definitiva, se trata de un relieve disecado por los
arroyos que
convergen al Bidouze y Nive. Al Este del Bidouze,
predominan valles más
anchos que en ocasiones generan un paisaje de llanuras muy
característico.
DEPRESION DEL EBRO
Es un conjunto de relieves eminentemente estructurales, de
gran sencillez,
pudiendo diferenciar dos sectores netamente contrastados:
Navarra
media y Ribera.
La Navarra media, puede identificarse con el borde de la
antigua cuenca
lacustre Terciaria, estando integrada por areniscas y
conglomerados sinorogénitos
deformados por las últimas pulsaciones alpinas, de ahí que
presenten un
relieve más movido que el del centro de la cuenca. Son
formas topográficas
de escasa altitud, muy disecadas por los agentes erosivos,
presentando un
modelado en cuestas, crestas y hogbacks característico.
Este es el caso de la
Sierra de Ujué, Sinclinal de Tafalla, Sinclinal de
Barasoain...
A medida que nos acercamos a la Ribera se constata un
cambio paulatino
en la litología, predominando las margas, sales, arcillas
y yesos, con
importantes niveles de areniscas y calizas lacustres.
Estos materiales han sido afectados tenuemente, —en el
sector septentrional
—, por movimientos halocinéticos y por pulsaciones
isostásicas tardías.
Todo ello determina la existencia de una Ribera plegada
frente a otra tabular,
ambas aplanadas por arrasamiento erosivo o por estructura.
Dentro de la zona
plegada, es preciso destacar el anticlinal de Caparroso y
Arguedas y el
anticlinal de Peralta, ambos separados por la cubeta
sinclinal de la Venta y el
sinclinal de Miranda de Arga. Se trata de pliegues muy
laxos, de dirección
E-O o NO-SE, de estilo Jurásico, que han sido modelados
por la erosión en
crestas, combes...
Al Sur de la Zona plegada, se desarrolla la Bardena
tabular, muy
erosionada, lo que determina el desarrollo de un paisaje
de mesas, graderías y
cerros, profundamente entallados por barrancos.
Especial importancia presentan las terrazas fluviales y
los glacis, que
coronan la casi totalidad de los relieves existentes.
2. HISTORIA GEOLOGICA
La Historia Geológica del País Vasco es bastante larga y
se halla inmersa
en la propia historia geológica de la Península Ibérica.
Durante el Arcaíco y comienzos del Paleozoíco (Cámbrico,
Ordovícico y
parte del Silúrico), esta zona, así como el resto de la
Península, constituían
una amplia cuenca marina, típica de Geosinclinal en la que
se estaba
produciendo una activa sedimentación marina, a la vez que
existían importantes
aportes de materiales terrígenos procedentes del
continente europeo
(Paleoeuropa).
Esta situación es sustancialmente modificada a finales del
Silúrico, como
consecuencia de los movimientos caledonianos, responsables
de la formación
del umbral del Ebro que ocupaba, —grosso modo—, la actual
depresión del
Ebro, y del umbral de Aquitania en la cuenca del mismo
nombre. Esta intensa
actividad tectónica también provocó el levantamiento
generalizado de los
fondos marinos, y en consecuencia, el cambio de los
caracteres sedimentarios,
imponiendo un ritmo de sedimentación típico de mares pocos
profundos.
Los caracteres impuestos por la orogenia Caledoniana no
sufren modificaciones
importantes hasta el Carbonífero, momento en el que se
produce la
orogenia herciniana, responsable de la emersión de un gran
macizo que
constituye el bloque inicial de la Meseta, y de los
umbrales de Aquitania y
Ebro, así como de la formación del umbral Pirinaico
(Macizo de Aya-
Larrum, Cinco Villas, Alduides, Oroz Betelu, Ursuia...).
Esta primitiva cadena herciniana es rápidamente arrasada
por la erosión,
siendo las areniscas y pudingas permotriásicas los últimos
testimonios de este
desmantelamiento. Estos sedimentos bordean los macizos
paleozoícos vascos
y hablan de una fase regresiva, ya que los materiales
gruesos de la base se
hacen progresivamente más finos hacia el techo de la serie
y, a medida que
recubren los terrenos Paleozoícos, esquistosos.
El Mesozoíco es una etapa de calma orogénica, únicamente
alterada por
movimientos secundarios, responsables de la
compartimentación de la
Cuenca cantábrica en pequeñas cuencas o surcos
secundarios, ligados a la
formación de umbrales originados por una tectónica
epirogénica de fondo que
responde a presiones previas a la tectónica alpina. Todo
ello provocó la
ruptura del zócalo herciniano en horst y fosas tectónicas,
según directrices
alpinas.
El Mesozoíco se inicia en el Triásico. Es una etapa de
regresión marina
(iniciada en el Trías medio), lo que se traduce en una
sedimentación terrígena
(facies germánica) ligada a mares poco profundos y a
cuencas lacustres, bajo
unas condiciones climáticas de extrema sequedad, tal y
como lo demuestra la
tonalidad rojiza de los materiales.
La regresión Triásica finaliza en el Jurásico, periodo que
se inicia
mediante una fase transgresiva generalizada, como
consecuencia del hundimiento
general de la cuenca Cantábrica a partir del Malm
inferior. El mar
Jurásico invadió la casi totalidad de las tierras
emergidas, respetando
únicamente los sectores más elevados de los Macizos
Paleozoicos, puesto que
incluso el macizo del Ebro quedó sumergido. Posteriormente, se iniciaron
una serie de emersiones (movimientos de finales del Jurásico y comienzos
del Cretácico) que provocaron un recrudecimiento de la
erosión; en un primer
momento se levantó un continente al Norte de Burgos, unido
al de Asturias y
a la Meseta, y posteriormente (en el Argoviense), lo
harían los macizos
hercinianos vascos y el macizo del Ebro. De este modo, en
el primitivo mar
Jurásico que cubría los bordes de los macizos circundantes
se produjo a
finales de este período la individualización del Golfo
Vasco Cantábrico, que
se extendía por Vizcaya y centro y oeste de Guipuzcoa,
uniéndose con el
Mediterráneo a través de un brazo de mar que ocupaba la
provincia de Alava.
Todos estos movimientos tectónicos (plegamientos
Kimméricos) provocaron
una nueva regresión marina que provocó la emersión de
pequeños
umbrales y el aislamiento de pequeñas cuencas de agua
dulce o salada. Al
mismo tiempo, el clima semiárido prewealdense evoluciona
hacia un clima
cálido-húmedo, lo que explica el aporte de importantes
masas terrígenas, de
vivos colores.
La regresión Wealdense concluye a finales del Cretácico
inferior mediante
una etapa transgresiva —ligada al hundimiento por
subsidencia del
territorio vasco en el Aptense—, que alcanza su máxima
extensión en el
Cretácico superior con la deposición del complejo
Urgoniano, cuya enorme
potencia no puede explicarse más que en función de una
lenta pero continua
subsidencia de toda la cuenca sedimentaria durante el
Aptense y Albense
inferior. La deposición de materiales Urgonianos concluye
en el albense
superior como consecuencia de la brusca elevación de los
fondos marinos, lo
que a su vez determina la deposición de materiales más
terrígenos que reciben
el nombre de complejo Paraurgoniano.
Una nueva etapa transgresiva se inicia en el Cenomanense,
instaurándose
un régimen francamente marino, de fondo subsidente e
inestable, lo que
determina la deposición de la facies flysch tan típica en
nuestro país.
Progresivamente (Turonense-Senoniense) la mayor parte de
las zonas emergidas
se hunden perviviendo los caracteres marinos hasta el
Campaniense
superior, momento en que se produce una elevación
generalizada de los
fondos marinos instaurándose un ritmo sedimentario típico
de plataforma
marina.
La regresión ya iniciada en el Campaniense superior se
hace mucho más
patente en el Maestrichtiense (facies Garumniense) y
Daniense (primer piso
del Eoceno).
En estos momentos la actual depresión del Ebro constituía
un amplio
Golfo, separado del mar Cantábrico por un conjunto de
umbrales, desigualmente
elevados.
Esta situación es trastocada como consecuencia de la
orogenia pirenaíca,
responsable del levantamiento y emersión definitiva del
umbral Pirenaíco y
del conjunto sedimentario depositado en la cuenca
Vasco-Cantábrica, así
como del hundimiento de los macizos de Aquitania y Ebro,
que van a
constituir sendas cuencas lacustres, —separadas del mar por importantes
cadenas montañosas (Sistema Ibérico, Cordillera Costero-Catalana,
Pirineos,
Montes Vascos...)—, de fondo subsidente cuyo eje de máxima
profundidad
se va desplazando progresivamente hacia el Sur (en la
Depresión del Ebro y
hacia el Norte en la de Aquitania) durante el Oligoceno y
Mioceno.
Esta cuenca lacustre no era continua sino que estaba
compartimentada en
dos subcuencas; una que ocupaba parte de Alava (Trebiño-Valdegobias)
y
otra mayor que se desarrollaba a lo largo de la Ribera
Navarra y Rioja.
A finales del Oligoceno, el lago de Trebiño-Valdegobias
desagua en el
lago de la Ribera a través de un boquete abierto en las
Conchas de Haro,
como consecuencia de movimientos postpirenaicos de
reajuste.
Los relieves generados por la orogenia pirenaica son
inmediatamente
desmantelados por la erosión, hasta tal punto que en el
Mioceno la cordillera
Pirenaica apenas sobresale de la masa de derrubios que
empastan sus valles, y
las cuencas lacustres anteriormente mencionadas han
experimentado un
importante colmatación. El fuerte aligeramiento provocado
por la erosión
generó el levantamiento isostático de las tierras
emergidas, que posteriormente
serán retocadas por los sistemas morfogenéticos
cuaternarios adquiriendo
el aspecto que todos conocemos.
3. LITOLOGIA
Desde el punto de vista litológico, el País Vasco se
caracteriza por
presentar una amplia gama de materiales y por la
existencia de litofacies
semejantes en pisos geológicos distintos, lo que determina
una unidad
paisajística acusada.
Los materiales más antiguos que afloran en nuestro País,
han sido datados
como Paleozoícos, y más concretamente Ordovícicos,
identificándose con
una potente serie de cuarcitas alternantes con pizarras,
que hacia el techo de la
serie son sustituidas por esquistos negros muy plásticos.
El Silúrico es mucho
más homogéneo, predominando las pizarras con
intercalaciones arenosas.
Mayor complejidad presentan las formaciones del Devónico,
que se incia
mediante un potente nivel basal de cuarcitas y esquistos
con intercalaciones
de calizas que paulatinamente son sustituidas por un
grueso banco de
dolomías arenosas con indentaciones esquistosas primero y
por una sucesión
de cuarcitas, esquitos y grauwackas (sedimentación típica
de mares poco
profundos en los que predominaban los aportes terrígenos).
Sin embargo, la formación más importante es el
Carbonífero, que
constituye la mayor parte de los afloramientos Paleozoícos
Vascos (Cinco
Villas, Aya-Larrum, Alduides, Oroz-Betelu, Ursuia, Baiguru...).
Se inicia
mediante un nivel de dolomías que hacia arriba son
sustituidas por esquistos
negros y areniscas, con intercalaciones apisódicas y locales de calizas.
En Guipúzcoa, y más concretamente en el Macizo Aya-Cinco Villas, el
Carbonífero es diferente, predominando los esquistos, mármoles y
areniscas, que han sido afectados por la intrusión del stock granítico de
Peñas de Aya,
responsable de la aparición de una aureola metamórfica
constituida por corneanas.
Por encima de las formaciones Carboníferas se localizan
los materiales
Pérmicos, que se disponen discordantes. Estos materiales
proceden del
desmantelamiento de los Macizos Hercinianos Vascos, bajo
unas condiciones
climáticas de extrema aridez, de ahí que presenten una
tonalidad roja
característica. Fundamentalmente encontramos
conglomerados, argilitas
rojovinosas y areniscas rojas con estratificación cruzada
y limolitas rojas y
verdes. P. Lamare, diferencia «dos tipos de conglomerados,
unos poligénicos,
con cantos calizos procedentes de la destrución in situ de
formaciones
arrecifales, (este nivel conglomerático es Pérmico), y
otros monogénicos,
formados por cantos rodados de cuarzo, —pertenecientes al
Buntersandstein
—. Este nivel, se dispone alternantes con coladas de
basalto espilítico.
En conjunto las formaciones Paleozoicas constituyen el eje
axial Pirenaico,
que no es sino el primitivo umbral herciniano. Aflora en
el Macizo de
Valcarlos, Aldudes, en torno a Roncesvalles, Valle de
Larrau, Ste. Engrace,
curso alto del río Saison, Cinco Villas, Aya-Larrum, Oroz-Betelu,
Ingountza,
Mendibeltza,...
Las formaciones Mesozoicas presentan un desarrollo
considerable, no
existiendo lagunas estratigráficas, aunque sí un
desarrollo desigual de los
diversos períodos y pisos.
El Triásico (primer piso del Mesozoíco) aparece en facies
germánica,
típicamente continental o lacustre, estando integrada por
arcillas abigarradas
yesíferas y salíferas, en ocasiones acompañadas de ofitas
del Keuper.
Localmente los niveles basales se identifican con
areniscas silíceas con
estratificación entrecruzada, limolitas y calizas
finamente estratificadas con
intercalaciones margocalizas y conglomeráticas.
Los afloramientos no son muy abundantes, aunque alcanzan
cierto
desarrollo en tomo a los Macizos Paleozoícos y en los
diapiros. Son
sedimentos muy plásticos que han actuado a manera de
«colchón lubricante»
facilitando el despegue de la cobertura Mesozoica con
respecto al zócalo
paleozoíco.
El Jurásico está completo pero mal representado. Los
niveles inferiores
(Lías inferior) se inician mediante una alternancia de
dolomias, camiolas,
calizas dolomíticas y calizas, que paulatinamente son
sustituidas por los
materiales margosos del Lías superior (margas y calizas
arcillosas). Todo el
conjunto se hace progresivamente más calcáreo durante el
Dogger y Malm,
aunque ocasionalmente se constatan pasadas e
intercalaciones arenosas,
arcillosas o limolíticas.
Esta situación se modifica a finales del Jurásico
(movimientos Kimméricos),
con la deposición de las facies Purbeckiense, francamente
terrígena. Se
incia con la deposición lumaquélicas con intercalaciones
de arcillas negras
hojosas, margas y calizas margosas.
El Cretácico es el piso fundamental y mejor representado
del País Vasco,
caracterizándose por su enorme potencia y por la relativa
complejidad de sus
facies. El Cretácico inferior es francamente terrígeno, —facies
Wealdense—,
destacando materiales muy diversos de vivas tonalidades,
depositados bajo
unas condiciones climáticas cálido-húmedas que provocaron
el aporte de
grandes cantidades de agua dulce, que reactivaron los
procesos morfogenéticos
erosivos. Pese a todo hay que diferenciar dos regiones
desde el punto de
vista de la naturaleza de los materiales: zona anticlinal
de Bilbao-Aitzgorri y
sector alavés, caracterizado por presentar potentes capas
arcillosas con
intercalaciones arenosas y calcáreas y el sector
Guipuzcoano-Navarro,
integrado por una secuencia calcáreo-areniscosa compuesta
por areniscas
calcáreas, calizas areniscosas, calizas cristalinas,
calizas dolomíticas y
dolomías, con intercalaciones arcillosas y areniscosas.
Tras la deposición del complejo Wealdense se instauran
condiciones
sedimentarias netamente marinas, depositándose las facies
Urgoniana (Aptense-
Albense inferior) compuesta por calizas arrecifales
masivas con intercalaciones
terrígenas abundantes. Esta situación se modifica a
finales del
Albiense inferior, con la deposición de la facies
Supraurgoniana (Albense
inferior-Cenomanense), integrada por margas, calizas
margosas y calizas
arcillosas. Al pie de los Macizos Paleozoícos, las
formaciones margosas se
disponen alternando con niveles detríticos (argilitas,
areniscas y esquistos).
Mayor complejidad presenta el Cretácico superior,
caracterizado por una
gran variedad de facies. En Vizcaya, Guipúzcoa y País
Vasco Continental,
destaca la deposición de la facies flysch, formada por
margas, calizas
margosas, areniscas, arcillas y calizas. Esta formación
aparece bien individualizada
en Vizcaya, y al Sur de la cadena terciaria costera, al
Oeste de San
Sebastián. Por el contrario, en Alava y Navarra, la
diversidad es aún mayor y
la potencia de las series alcanza alrededor de 4.000 m. de
espesor.
El Cenomanense está constituido por acumulaciones
flyschoides altemantes
con pizarras y calizas nodulosas o areniscas, que
paulatinamente son
sustituidas (Turonense) por calizas margosas. El
Coniaciense, es francamente
calcáreo, con calizas arenosas, limo-arcillosas, calizas
cristalinas y margas.
Algo similar observamos en el Santoniense, aunque al pie
de las zonas
emergidas los depósitos carbonatados se ven alterados por
importantes
aportes terrígenos.
El Campaniense es margo-calizo con intercalaciones de
caliza fosilífera,
que hacia el techo de la serie son sustituidas por
areniscas gruesas con
estratificación cruzada y por margas arenosas, que
paulatinamente pasan a
calizas arenosas y arenas del Maestrichtiense.
El Eoceno (primer período del Terciario) mantiene unos
caracteres
sedimentarios similares a los del Cretácico terminal. El
límite antre ambas
formaciones viene determinado por las calizas litográficas
rosáceas alternantes
con margas rojizas (flysch de capas rojas) o calizas
granudas.
En conjunto, el Eoceno presenta una litología diferente en el Norte y en
el Sur de nuestro País. En el sector septentrional (Cadena Terciaria
costera Sinclinal de Oiz, curso medio y alto del Adour, Gave,
etc.) se resuelve
mediante una sucesión flyschoide margo-arenosa con
intercalaciones calizas
y areniscas (mucho más abundantes en el sector oriental).
En Alava y Navarra, el Eoceno ocupa una amplia banda,
paralela a los
Pirineos (S.ª de Urbasa y Andía, Sierra de Satrustegui,
Cuenca de Pamplona,
Aoiz-Lumbiar, Valles del Roncal, Salazar ,...). Es
fundamentalmente marino,
aunque su base (Danes-Montiense) presenta una facies
continental (facies
Garumnense) típicamente regresiva. Por encima se observan
importantes
niveles calizo-margosos del Landeniense, sobremontados por
sedimentos
flyschoides de carácter terrígeno, que a finales del
Ypresiense van a ser
sustituidos por materiales francamente terrígenos,
predominando las margas,
calcarenitas, calizas y flysch. Estos caracteres
sedimentarios concluyen en el
Bartoniense con la deposición de importantes niveles de
margas con intercalaciones
de areniscas micáceas y areniscas calcáreas.
El Oligoceno es fundamentalmente continental, en gran
parte lagunar,
puesto que la orogenia pirenaíca trastocó de manera
radical el ritmo
sedimentario, determinando el retroceso generalizado de
los mares y la
aparición de amplias cuencas lacustres sin salida al mar
(Cuenca de
Trebiño-Valdegobias, Ebro y Aquitania). Predominan los
conglomerados,
arenas, limolitas, margas, areniscas, y calizas lacustres
con intercalaciones de
yesos y sales.
El Mioceno es escaso, aparece en el sector meridional de
Alava y Navarra
(Trebiño, al Este de Tudela, Sur de Alfaro) y en el País
Vasco continental. Es
fundamentalmente lacustre, con margas, areniscas, calizas
y conglomerados.
El Cuaternario se aloja en el Valle del Ebro y sus
afluentes, Valle del
Adour, Gave de Larrau, Saisson, etc. También aparece en
los Pirineos
(coluviones, canchales, depósitos morrénicos...) y en las
costas. Su litología
es variada, dependiendo del área donde se han generado.
Rocas eruptivas
Estos materiales constituyen una amplia banda entre Eibar,
Zumárraga,
Elgóibar y Vergara. También afloran en Guernica, Bilbao,
Axpe, St. Etienne
de Baigorry, valle del río Saissons, Arbonne, Larrune,
etc.
Fundamentalmente, se trata de masas basálticas con
estructura de lavas
almohadillas, interestratificadas en el flysch del
Cretácico superior, aunque
existen formaciones del Cretático inferior (región de
Bilbao), e incluso
Terciarias, (traquitas de Axpe).
Ofitas. Constituyen masas irregulares dentro de los
materiales del
Keuper, es decir, afloran en los diapiros. También las
encontramos en la
aureola triásica del Macizo de Cinco Villas.
El granito aflora en el Macizo de Peñas de Aya-Larrun y
Ursuia, (entre
Lapurdi y Benabarra). Es un granito de grano grueso con
biotita, a veces
alcalino y en ocasiones porfídico, y su intrusión en las
pizarras Carboníferas
ha generado el desarrollo de una aureola de contacto, de
escasa potencia,
formada por corneanas.
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