HISTORIA GEOLOGICA DEL PARQUE NATURAL DE URKIOLA

Se sabe, por diversos métodos de datación, que los materiales sedimentarios presentes en el Parque Natural de Urkiola tienen entre 110 y 140 millones de años de edad, es decir, las rocas más viejas encontradas tienen 140 millones de años y las más jóvenes, 110 millones. Todas ellas, por tanto, se formaron en un lapso de tiempo de unos 30 millones de años. ¿Quiere esto decir que los montes y valles del Parque de Urkiola están ahí desde hace tanto tiempo?. La respuesta es negativa.

La geología trata de los diversos eventos sufridos a lo largo del tiempo, en un determinado espacio, que han culminado en una serie de hechos observables en la actualidad, o lo que es igual, de la reconstrucción, paso a paso, de las distintas fases de creación del paisaje geológico actual.

Y, entonces, ¿cuando surge el relieve actual de Urkiola? Muy recientemente, como seguidamente veremos.

Estudiando las rocas más antiguas que aparecen en el área del Parque -(C-1) en el mapa estratigráfico, vemos que pertenecen a un piso geológico denominado Neocomiense, base o principio de¡ período Cretácico, perteneciente a la Era Secundaria o Mesozoica (la era de los Dinosaurios), su edad de 140 millones de años queda atestiguada en los fósiles contenidos en el sedimento. Asimismo, estos fósiles nos hablan de su origen marino ya que son frecuentes los organismos marinos tales como equínidos (erizos), gasterópodos y bivalvos.

Sobre estos materiales arenosos y arcillosos aparecen otros sedimentos mucho más potentes y masivos, de carácter calcáreo: son las calizas urgonianas también denominadas calizas arrecifales, en clara referencia a su origen, arrecifes de coral. Hace unos 120 millones de años, el mar Cantábrico no existía como tal, o al menos, no como ahora lo conocemos. En aquella lejana época un estrecho y poco profundo brazo marino lo representaba.

Gracias a la escasa profundidad de aquel primitivo mar y al clima tropical reinante en aquella época (los corales no pueden vivir a profundidades mayores de 50 m, por falta de luz, y necesitan temperaturas del agua entre 18º y 25º C), comenzaron a instalarse sobre los materiales anteriores numerosos organismos constructores, principalmente corales coloniales, muy semejantes a los que se desarrollan actualmente en los arrecifes tropicales, y otros, no menos importantes, como colonias de Rudistos (organismos inexistentes actualmente) y enormes bancos de ostréidos.

MAPA ESTRATIGRAFICO

c-3

ALBIENSE MEDIO-SUPERIOR (110 millones de años)

c-2

APTIENSE, ALBIENSE INFERIOR (120 millones de años) - (Facies de arrecife - URGONIANO)

c-1

NEOCOMIENSE (140 millones de años)

Con el paso del tiempo, los organismos que crecían hacia la superficie aplastaban y compactaban a los ya muertos por debajo de ellos, creando de esta forma, y de manera continuada, un enorme acúmulo de materiales de origen biológico (corales muertos y conchas) y de carácter calizo, por lo que también se denomina a estas rocas como calizas organodetríticas. Este acúmulo de material calcáreo constituía el núcleo de los arrecifes y es, en definitiva, el origen de las enormes masas calizas que dominan los de los montes del Duranguesado, las máximas cumbres del Parque Natural de Urkiola.

Cumbres del parque de Urkiola

1. Urtemondo (789 m)
2. Mugarra (965 m)
3. Untzillatx (935 m)
4. Astxiki (791 m)
5. Alluitz (1.039 m)
6. Elgoin (1.240 m)
7. Anboto (1.330 m)
8. Izpizte (1. 062 m)
9. Tellamendi (894 m)
10. Leungane (1.008 m)
11. Kanpantorreta (1. 0 16 m)
12. Arrietabaso (1.018 m)
13. Urkiolamendi (1. 0 11 m)
14. Saibigain (945 m)
15. Orixol (1. 128 m)

Hace 110 millones de años el primitivo mar, estrecho y poco profundo hasta entonces, comenzó, a ensancharse a la vez que ganaba profundidad, por consiguiente, la época dorada de los arrecifes coralinos acabó y en su lugar comenzaron a depositarse sedimentos arenosos y arcillosos finos (C-3 en el mapa estratigráfico).

La sólida roca caliza, fruto de la compactación de innumerables generaciones de organismos constructores, es utilizada por el hombre de múltiples formas, pero todas ellas ligadas a la construcción por medio de canteras como la ubicada en la falda de Mugarra.

En uno de los vaivenes de la historia geológica, la Placa Ibérica y la Placa Eurasiática entraron en colisión. Como consecuencia de esta oposición de fuerzas emergieron materiales que algún día fueron sedimentos marinos hoy, paradójicamente, montañas.

Aquí acaba la primera fase de la historia geológica del Parque Natural de Urkiola, la referente al momento y al lugar donde tuvo lugar la formación de sus materiales pero, tengamos en cuenta que todavía estamos bajo las aguas de un mar incipiente.

La segunda fase de la historia geológica no se encuentra registrada, desafortunadamente, dentro de los límites del Parque y para ello tenemos que ir a leerla a las rocas de sus inmediaciones. Sabemos que a la vez que las últimas rocas de Urkiola se depositaban en el fondo marino, potentes coladas de lava volcánica submarina se desparramaban por las inmediaciones. Así, orientando en el mismo sentido NW-SE que el cresterío Untzillatx-Anboto, y paralelo a éste, a menos de 2 km al N (zona de Axpe), se encuentran depósitos basálticos de lavas almohadilladas de claro origen submarino.

Las lavas volcánicas son materiales rocosos fundidos que ascienden a la superficie de la tierra desde zonas profundas, a través de grietas. Si lo hacen en tierra forman ríos de lava que emanan de un cono volcánico, pero cuando lo hacen en el mar y a mucha profundidad, la presión del agua impide su explosión y las enfría rápidamente. No se forman entonces ríos de lava, como en tierra, sino que el magma, a medida que sale por las grietas, forma grumos que, aún calientes y plásticos, ruedan y se acumulan en el fondo formando bolas o almohadillas, de aquí su nombre de lavas almohadilladas.

Esquemas de la Tectónica de Placas que originó el levantamiento Pirenaico y la emersión de los montes vascos.

PLACA IBERICA PLACA EUROPEA

U =URKIOLA

La Placa Ibérica se encontraba, hace 130 millones de años (edad de formación de las rocas del Parque Natural de Urkiola), separada de la Placa Euroasiática por un estrecho, cálido y poco profundo mar donde se desarrollaban arrecifes de coral.

La Placa Ibérica inició un movimiento lento (de millones de años) en sentido contrario a las agujas del reloj, aproximándose a la Placa Euroasiática, El Cantábrico comenzaba así su apertura, haciéndose cada vez más ancho y profundo.

La Placa Ibérica choca con la Euroasiática, introduciéndose bajo ella. Los sedimentos marinos existentes hasta entonces entre ambas son comprimidos, plegados y levantados.

PIRINEOS

Se completa la elevación de los sedimentos marinos, hace 40 millones de años, con la fusión de las placas tectónicas por el empuje de la Placa Africana, que desde el sur presiona a la Placa Ibérica hacia el norte, encajándola definitivamente contra la Placa Euroasiática. Queda formada la Cordillera Pirenaica y el relieve continental vasco, con sus rocas repletas de fósiles marinos de las épocas anteriores.

Lavas almohadilladas se forman actualmente en los ejes de las dorsales oceánicas, allí donde los continentes se separan y los mares, por tanto, se hacen mayores y más anchos.

Hace unos 100 millones de años profundas grietas se formaron en el fondo del primitivo mar tropical Cantábrico, haciéndolo más profundo y más ancho al alejar sus primitivas costas, representadas por la Placa Ibérica y la Placa Eurasiática. Las lavas submarinas así lo atestiguan.

Este movimiento de ensanche marino se denomina con el término de "apertura del Cantábrico" y tuvo continuidad en el tiempo durante otros 50 millones de años.

La apertura del Cantábrico pudiera haber continuado, de no haber sido por un hecho trascendental que cambió el curso de los acontecimientos.

Recordemos que seguimos sumergidos en un mar en expansión y crecimiento. No obstante, hace unos 45 millones de años, la Placa Ibérica, que en un principio se había alejado de la placa Eurasiática, es empujada por la Placa Africana hacia la Placa Eurasiática, incrustándose bajo ésta. Aquí tenemos una tercera fase de la historia geológica del Parque Natural de Urkiola: la Orogenia Pirenaica.

Como resultado de la lenta pero inexorable colisión de las Placas Ibérica y Eurasiática, la porción de sedimentos marinos existentes entre ambas, acumulados en las diversas épocas anteriores a la consumación del choque, son plegados y comprimidos, a la vez que levantados hasta alturas increíbles. Se forman de esta manera las altas cimas de la Cordillera Pirenáica, así como todos los relieves continentales de la periferia, hasta entonces sedimentos marinos de otras épocas. Esta es la historia de la emersión de todos los montes vascos, y la explicación de porqué en sus rocas, al igual que en los Pirineos, se encuentran los fósiles de seres marinos de otros tiempos.

Podemos maravillarnos de encontrar antiguos organismos marinos, alejados de la costa, muy tierra adentro y muy altos sobre el nivel del mar, o incluso, arrecifes tropicales completos a más de 1000 m de altura, formando parte sobresaliente en los relieves del Duranguesado. Pero, aún así, no es ésta la imagen exacta del relieve que se formó hace 40 millones de años tras el total levantamiento de los fondos marinos.

Entramos en la cuarta y última fase de la formación del relieve y de la historia geológica del Parque Natural de Urkiola: la fase erosiva.

Erosión significa desgaste, destrucción. Si en el fondo de los mares reina la sedimentación, acumulación, depósito o construcción, no ocurre lo mismo con los relieves continentales, que están sometidos a constantes ataques de todo tipo, que contínuamente los desgastan y rebajan, acabando todo el material erosionando, finalmente, en el mar, tras un recorrido más o menos largo y lento utilizando un agente de transporte, generalmente la red de drenaje (ríos) o el viento. Este es el ciclo sedimentario: la erosión desgasta los relieves continentales, cuyos materiales de desecho, o sedimentos potenciales (arcillas, arenas, cantos), son arrastrados hasta el mar donde se depositan formando capas en el fondo. Si un movimiento orogénico levanta esos sedimentos marinos creando nuevos relieves continentales, el ciclo sedimentario comienza de nuevo.

Así pues, nada mas formarse el relieve continental hace 40 millones de años, comenzó a erosionarse, a desgastarse, allí donde las rocas eran más blandas o más fácilmente atacables, por tanto, el modelado actual del relieve, no sólo del Parque Natural de Urkiola sino de todos los macizos montañosos que le rodean, son el resultado de 40 millones de años de erosión constante, 40 millones de años de escultura del relieve superficial que tiene por resultado lo que hoy vemos.

La geología histórica puede ir más allá, y podríamos hablar de una quinta fase, ya que el modelado del relieve sigue su curso guiado por la mano de la erosión, una mano natural y lenta, pero que se ve frecuentemente alterada por otra mano erosiva, más letal, más rápida y brutal, la de la especie humana y su tecnología.

El PAISAJE KARSTICO. HIDROLOGÍA

Dentro del Parque Natural de Urkiola existe un modelado del paisaje singular, que es común a todos los enclaves con predominio calizo en la fitología de su sustrato: el relieve kárstico.

La caliza, como se ha indicado anteriormente, es una roca sedimentaria formada por carbonato cálcico en altas proporciones. Por otro lado, éste compuesto químico es muy soluble en agua cargada de gas carbónico, de aquí que la roca caliza es fácilmente atacada por el agua, erosionándose y modelándose por disolución.

El paisaje kárstico. Superficialmente la caliza, al disolverse, presenta estructuras rocosas profundamente agrietadas y compartimentadas en bloques que reciben el nombre de lapiaz (1). En otros casos, la disolución crea conductos verticales o simas (4) que conectan directamente con la red subterránea (5). Si estas simas son, además, lugares por donde se infiltra el agua de alguna pequeña regata superficial, entonces hablaremos de sumideros (2). La denudación del terreno deja amplios cantiles verticales o paredones calcáreos (3), mientras que, en áreas más llanas, son frecuentes las depresiones circulares o colinas (6) formadas por el hundimiento de parte de la red subterránea (5), que asoma al exterior en forma de bocas o cuevas (7). El agua de infiltración disuelve la roca buscando siempre niveles más bajos (8), allí forma ríos y lagos subterráneos llegando a anegar totalmente dichos niveles, dependiendo de la cantidad de agua infiltrada. Al encontrar un nivel impermeable, el agua busca una salida al exterior creando un manantial o surgencia (9).

El paisaje superficial que se observa en un paraje de dominio calizo es muy típico, allí donde la roca se presenta desnuda pueden verse por todas partes signos de disolución. A pequeña escala, la superficie rocosa aparece desgastada con acanaladuras redondeadas y rizos o crestas semejantes a olas. En otros casos se observan fenómenos de disolución circular, semejando la roca ser un queso con agujeros. A mayor escala, el paisaje ofrece pedrizas, y suelos rocosos tremendamente agrietados, con ausencia total de agua en su superficie, ya que todo el agua de lluvia se infiltra por las grietas rocosas hacia el interior de la masa caliza, disolviendo y agrandando cada vez más la red de diaclasas (grietas).

El agua infiltrada desde la superficie va ganando profundidad a la vez que disuelve la roca, formando cuevas y toda una complicada red subterránea de galerías, hasta que, alcanzando un nivel impermeable, busca una salida dando lugar a un manantial o surgencia.

Por otra parte, la comunicación con el exterior de la compleja red subterránea puede ser más patente, y los ocasionales cursos de agua de superficie, pueden desaparecer hacia el interior de forma brusca a través de un sumidero. Igualmente, en superficie pueden ser observados orificios más o menos verticales que conectan directamente con la red subterránea, a estos orificios se les denomina simas. Cuando, en lugar de orificios verticales, observamos depresiones más o menos circulares semejantes a un cráter o a un embudo, nos encontramos ante dolinas, que no son otra cosa que la expresión en superficie de un hundimiento en profundidad de algún sector subterráneo.

Dentro del Parque, los macizos calizos de Aramotz-Mugarra y Ezkubaratz presentan una forma de meseta con todo el variado despliegue de formas del relieve kárstico: dolinas, simas, lapiaces, que configuran un paisaje muy abrupto y atormentado, con tendencia a mostrar las mayores pendientes en los bordes exteriores de la meseta, especialmente en su vertiente NE.

La karstificación de las calizas está íntimamente ligada al aporte hidrológico y, a su vez, el volumen de roca karstificable lo está en relación directa con las reservas subterráneas de agua disponible.

Formación de un lapiaz. La disolución de la caliza se realiza siempre a favor de una red de grietas, también denominada red de diaclasado. La red de diaciasado suele tener direcciones dominantes prácticamente perpendiculares entre sí delimitando bloques más o menos rectangulares (Foto 1). A medida que la disolución actúa y las grietas se ensanchan y profundizan, estos bloques van quedando aislados (Foto 2). En un estado terminal del proceso, podemos observar (Foto 3) un bosque de piedras acanaladas y surcadas verticalmente con aspecto de muelas, que son el resultado de una disolución superficial, a gran escala, de la primitiva red de grietas. Tenemos así formado un lapiaz que es uno de los elementos morfológicos típicos de un paisaje kárstico. A pequeña escala, la superficie rocosa que forma el lapiaz presenta marcas de corrosión igualmente llamativas y características (Foto 4).

El complejo de crestas calizas de Anboto drena preferentemente hacia el NW por el valle de Atxondo (manantial de Urtzillo, 100-200 litros/segundo).

Las calizas arrecifales con desarrollo kárstico presentan una hidrología propia, sin cursos de agua superficiales, y con una circulación interna, que en el macizo de Aramotz-Mugarra ofrece surgencias en el piedemonte SW, en el valle de Dima, con el manantial de Orue (75-100 l/s), y en el NE, en Mañari, el de Iturrieta (100-200 l/s). El macizo de Ezkubaratz, por su parte, drena por el N hacia Mañari (Zallobenta, 100-200 l/s), y también hacia el SW, al río Indusi (manantiales de Urmeta, Angilarri, Indusi, Bernaola).

En la vertiente norte los cursos permanentes de agua superficial se sitúan sobre las margas arcillosas, más impermeables, de los barrancos de Inungane e Iturriotz-Txakurzulo, que conforman el río Mañaria y el barranco de Mendiola, que a través de la regata del mismo nombre desemboca en el río Elorrio. Este, a su vez, ha recogido las aguas de los barrancos de Txareta y Atxondo.

Sin cursos de agua reconocibles, la vertiente SE de la sierra de Arangio y Tellamendi drena por el río Aramaio hacia el Deba.

Tanto las aguas de las surgencias kársticas como las regatas anteriormente citadas confluyen finalmente en el río Ibaizábal, de la cuenca cantábrica.

En la vertiente sur, se configuran dos regatas importantes: la de Urkiola y la de Oleta, que vierten sus aguas en el Ebro, por el embalse de Urrúnaga, perteneciendo por tanto éste sector a la cuenca mediterránea.