Lago de Llauset – Pico Vallibierna (Pirineos Centrales).

Con esta excursión vamos a volver a la Zona Axial de los Pirineos, concretamente al Pico Vallibierna, un lugar especial para mí, pues también se encontraba dentro del ámbito de la zona donde yo realicé mi Tesis doctoral [2, 3]. Desde mi punto de vista, el pico Vallibierna tiene dos aspectos que le hacen interesante para su inclusión en este blog: El primero es que se trata de una cumbre de más de 3000 metros, lo que para muchos montañeros que se acercan a los Pirineos suele ser un objetivo en si mismo.  El segundo punto de interés tiene que ver con la geología, pues llama la atención su antecima occidental, denominada pico Culebras, seguramente a causa de la curvatura de sus líneas y de su aspecto cromático, lo cual puede ser explicado desde un punto de vista geológico.

Pico Vallibierna desde el Pico Aneto.

La geología de esta zona ha sido estudiada por diversos autores. Los primeros trabajos fueron realizados a cargo de la Escuela holandesa de Leiden [7,10]. Más tarde, con motivo de la realización de un Proyecto hispanofrancés para la investigación de los Pirineos, y para la elaboración del Mapa Geológico Nacional fueron elaborados otros trabajos [2, 3, 8, 9]. Por último, algunos estudios más recientes, aportaron nueva información geológica de la zona [1, 4, 5, 6].

Mi propuesta parte del embalse de Llauset, situado al Este del pico Vallibierna. Para llegar al embalse, partiendo del Valle de Aran, tomar la carretera  N-230 en dirección a Lleida, y a su llegada a la población de Aneto, desviarse hacia la derecha por la carreta que sale y asciende hasta las Bordas de Nestuí. Los últimos 1500 metros corresponden a un túnel que desemboca en el mismo embalse de Llauset a una altura ya de 2200 m, por lo que la excursión será corta y sencilla.

En esta excursión encontraremos rocas ígneas (Granodioritas de la Maladeta)  y metamórficas, que corresponden a rocas sedimentarias paleozoicas que se han visto sometidas a temperaturas elevadas y se han transformado sensiblemente. De más moderna a más antigua, las rocas sedimentarias que encontraremos son las siguientes:

Formación Fonchanina: Son pizarras gris oscuro, cuyo espesor, aunque en esta zona no puede ser determinado por no observarse nunca la parte superior de la formación, es de unos 50 m. La edad es Devónico inferior.

Formación Basibé: Son calizas grises claro, a menudo masivas, que en esta zona se han convertido en mármoles debido al metamorfismo. Su edad es Devónico inferior.

Formación Rueda: Alternancias de pizarras negras y capas de calizas de escala métrica, de tonos gris oscuro. Su edad es Devónico inferior.

Pizarras negras del Silúrico: Son pizarras negras muy ferruginosas, parecidas a las observadas en la excursión del Tuc de Maubèrme, en cuya parte superior se suele encontrar un nivel de calizas o mármoles de escasos metros de espesor, pero que representa un magnífico nivel guía, como más adelante podremos comprobar. En este nivel de calizas se reconocen abundantes restos fósiles redondeados, que corresponden a secciones transversales de caparazones de orthocerátidos. Los orthocerátidos son unos cefalópodos (parecidos a calamares), que en el Silúrico vivían en el interior de un caparazón cónico y alargado, como el que se observa en la fotografía adjunta.

Parte superior: Orthocerátidos del Silúrico correspondientes a la parada 4. Parte inferior: imagen idealizada de un orthocerátido.

Ordovícico superior: Se caracteriza por presentar alternancias milimétricas o centimétricas de pizarras negras y areniscas (ahora cuarcitas debido al metamorfismo). Estas rocas recuerdan la Formación Ansobell, observada en la excursión al Tuc de Maubèrme.

A parte de las rocas sedimentarias, al norte de la zona aflora la Granodiorita de la Maladeta, cuya composición es de cristales de cuarzo, feldespato y biotita principalmente. Se trata de una roca plutónica, es decir, procede de un magma de rocas fundidas que ascendió intruyendo a las rocas que encontraba a su paso y, antes de alcanzar la superficie, solidificó. Es, por tanto, una roca que carece de rasgos originales tales como la estratificación y solamente sus límites sirven de referencia para conocer su forma. Gracias a la experiencia de haber estudiado muchas intrusiones platónicas en numerosos lugares del mundo, se asume que en general, la forma de estos macizos graníticos es la de una gota invertida. Algunos geólogos han logrado conocer la anisotropía que el magnetismo de los minerales confiere a esta roca; esa anisotropía tiene una dirección aproximada E-O [1, 5]. Para conocer el momento en el que se produjo la intrusión, sabemos que las rocas más modernas que son atravesadas por la Granodiorita de la Maladeta tienen edad Moscoviense, por lo que la intrusión es posterior a esa edad (ver tabla adjunta a la derecha del blog). Por otra parte, este dato queda confirmado gracias a una datación de edad absoluta realizada mediante el método de U-Pb, con el que se ha calculado que esta granodiorita tiene 298 +2,5 millones de años (límite Carbonífero-Pérmico).

En cuanto a la estructura geológica que se puede observar en la zona, se puede decir que es muy parecida a la reconocida en la excursión al Tuc de Maubèrme. Es decir, se observa una primera generación de pliegues (D1), de dirección E-O, fuertemente inclinados y con una marcada vergencia al Norte. Los pliegues D1 se encuentran deformados por otros, con la misma dirección, pero con el plano axial en posición subvertical (D2) (ver la figura 5). A los pliegues D2, se encuentra asociada una foliación tectónica generalizada en la zona (clivaje o pizarrosidad: S2) que se dispone paralelamente al su plano axial. Los dos sistemas de pliegues se originan durante la orogenia Varisca (a finales del Carbonífero), lo que puede ser constatado por el hecho de que los corte la Granodiorita de la Maladeta (ver figuras 1 y 2). En cualquier caso, los pliegues D2, en sus etapas finales de formación, pudieron ser coetáneos con la intrusión ígnea.

A parte de estos dos sistemas de pliegues también se observan fallas con una dirección E-O. Podrían corresponder a cabalgamientos asociados al sistema de pliegues D2, pero es de notar que estos cabalgamientos en áreas próximas cortan a rocas del Mesozoico, por lo que se trata de cabalgamientos desarrollados durante la orogenia Alpina (en el Cenozoico) y responsables del actual relieve de los Pirineos.

Figura 1. Mapa geológico de la zona entre el embalse de Llauset y el pico Vallibierna. X-X’ corresponde al corte geológico mostrado en la figura 2.

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Comenzaremos nuestra excursión desde el embalse de Llauset, donde haremos nuestra primera parada.
 

Parada 1: Desde el mismo lugar donde dejamos el automóvil, mirando al NO se puede observar un valle ocupado por unas rocas oscuras que corresponde a las pizarras negras del Silúrico. A ambos lados se observan otras rocas más claras y resistentes a la erosión que corresponde a las calizas del Devónico. Se trata, por lo tanto, del Anticlinorio de Sierra Negra. Se habla de anticlinorio porque no es un anticlinal simple, sino que como veremos más adelante, se trata de una estructura compleja.

Comenzamos a caminar rodeando el embalse de Llauset por el Norte, donde cortaremos las pizarras negras del Silúrico y algunos afloramientos de la Granodiorita de la Maladeta. Al llegar al extremo occidental del embalse, ascendemos hacia el Norte hasta la siguiente parada.

  
Izquierda: Anticlinorio de Sierra Negra desde la parada 1. Derecha: Pliegues D2 de la parada 2.
 

Parada 2: Nos encontramos en la Fm. Rueda, cerca del contacto con la Caliza de Basibé. Las calizas y las pizarras se presentan muy recristalizadas, debido a la proximidad de la granodiorita. Se pueden observar numerosos pliegues de escala métrica cuyo plano axial es subvertical. Se trata de pliegues de segunda generación (D2). Localmente puede observarse el clivaje S2 asociado a estos pliegues.

Perdiendo la mínima altura posible, cruzamos el valle hacia el Sur, atravesando las pizarras del Silúrico, en busca de la siguiente parada.

Parada 3: En este punto se pueden observar pizarras negras con intercalaciones centimétricas de cuarcitas. Se trata de la Fm. Ansobell, del Ordovícico superior. Estamos, por lo tanto, en el núcleo del Anticlinorio de Sierra Negra, donde afloran las rocas más antiguas, aunque no se observa que estén plegadas en anticlinal. En realidad, lo que sucede es que la Fm. Ansobell se encuentra cortada por el sur por un cabalgamiento (Fig. 1). Además, estas rocas presentan un clivaje subhorizontal, que no se corresponde en absoluto con la estructura general. Posiblemente se trata de un clivaje de desarrollo local, asociado a la falla que se sitúa al Sur del afloramiento y que parece que puede corresponder a un cabalgamiento Alpino.

Ascendemos hacia el Oeste, siempre cerca del flanco septentrional del Anticlinorio de Sierra Negra, sobre las pizarras del Silúrico, hasta llegar al collado de Llauset, donde haremos nuestra siguiente parada.

Parada 4: En este punto nos encontramos muy cerca del contacto entre las pizarras del Silúrico y la Fm. Rueda. En la parte alta del Silúrico, se reconoce un nivel de calizas negras donde se observan unos círculos blancos que corresponden a secciones transversales de Orthocerátidos. Desde este collado, hacia el oeste se tiene una magnífica panorámica de la parte occidental del Anticlinorio de Sierra Negra, siempre ocupado por las pizarras Negras del Silúrico que le confiere al paisaje un curioso aspecto.

Parte occidental del Anticlinorio de Sierra Negra, desde la parada 4.

Caminamos hacia el NO, hacia una pequeña elevación donde haremos nuestra próxima parada.

Parada 5: Hemos rebasado la cumbre del pico Vallibierna, por lo que volviendo nuestra vista hacia el Este podemos contemplar su cara Oeste; es lo que se conoce como pico Culebras (Fig. 2). Las partes superior e inferior del pico se encuentran ocupadas por las capas amarillentas de la Fm. Rueda. Asimismo, la base de esta formación se encuentra resaltada por la presencia de una capa blanca, que corresponde a las calizas con orthocerátidos. En el medio, abierto por el Sur, quedan las pizarras del Silúrico. Lo que estamos viendo es un anticlinal y un sinclinal de primera generación (D1), doblados por un sinclinal de plano axial subvertical (D2). Cuando se superponen dos generaciones de pliegues resulta una compleja figura de interferencia, que en este caso da lugar a pliegues en forma de gusano (Fig. 2). La explicación de como se origina este tipo de estructuras se encuentra en la figura 3.

Figura 2. Corte geológico X-X’, donde se observa una figura de interferencia de pliegues D1 y D2. El recuadro corresponde a la fotografía de la derecha, tomada desde la parada 5.

 

Figura 3. Explicación de la figura de interferencia de pliegues del pico Vallibierna. Es la denominada “figura de interferencia tipo 3 de Ramsay (1967)” de la que resultan pliegues en forma de gusano. Esta figura se presenta cuando los primeros pliegues están acostados o fuertemente inclinados y son deformados por lo segundos pliegues, de igual dirección que los primeros, pero con el plano axial vertical. (1) Estado inicial, con las capas horizontales. (2) Las capas se deforman por los pliegues D1: se forman dos anticlinales y dos sinclinales vergentes al Norte. (3) los pliegues previamente formados son plegados por un sinclinal D2 de plano axial vertical. En este último estadio, es de notar que el anticlinal D1 situado arriba a la izquierda, se corresponde bien con el observable desde la parada 5, mientras que en la parte inferior, el anticlinal D1 invertido es el que podemos observar desde la parada 9, al Sur.

Llegados a este punto, podemos ascender a la cumbre del pico Vallibierna, para lo cual atravesamos las pizarras del Silúrico que ocupan el núcleo de la estructura anteriormente observada y ascendemos por la canal que se encuentra en medio de las calizas y pizarras de Rueda. Pronto llegamos a unos sanos mármoles que corresponden a la Fm. Basibé. Seguimos por la cresta y llegamos al conocido “paso de caballo”. Es un paso donde hay una impresionante caída por ambos lados de la cresta, sin embargo no presenta ninguna dificultad técnica: por la parte Norte de la cresta existen buenos apoyos para los pies, mientras podemos agarrarnos firmemente con las manos, a la parte superior de la cresta. Tras el “paso de caballo” se alcanza la cumbre sin dificultad.

                      
Izquierda: Paso de Caballo. Derecha: Cumbre de Vallibierna.
 

Parada 6 (Pico Vallibierna, 3056 m): Esta cumbre se sitúa sobre la misma caliza de Basibé, que se encuentra fuertemente marmorizada debido a la proximidad de la granodiorita. Desde el pico Vallibierna tenemos una buena panorámica hacia el Norte donde destaca el paisaje alpino de la montaña, pues al estar ocupada por la granodiorita presenta una morfología típicamente glaciar, con crestas afiladas, picos de forma cónica o “horns” y numerosos lagos alojados en los circos glaciares. Por el Norte, este paisaje queda jalonado por las crestas la Maladeta y del Aneto (3404 m), máxima elevación de esta cordillera.

               
Izquierda: Maladeta y Aneto desde el pico Vallibierna. Derecha: Cresta Norte del pico Vallibierna.

El descenso de la cumbre se puede realizar por el Norte. Así, bajando por la cresta, llegamos a un punto donde se observa el contacto entre las rocas devónicas y la Granodiorita de la Maladeta.

Parada 7: La cresta nos sitúa sobre el mismo contacto entre la granodiorita y las rocas devónicas encajantes. Junto a la granodiorita afloran unas rocas pizarrosas de tonos amarillentos. Se trata de la Fm. Fonchanina, muy afectada por el metamorfismo de contacto. Sin embargo, unos metros al Oeste puede observarse el contacto entre la caliza de Basibé y el cuerpo ígneo. Este contacto no presenta ninguna particularidad, simplemente se observan los mármoles fuertemente recristalizados.

Normalmente cuando un cuerpo granítico intruye una caliza, en el contacto se forma unas nuevas rocas, denominadas skarns, de gran interés económico, pues en ocasiones corresponden a yacimientos auríferos. En este caso no se ha generado el skarn, pero encontraremos alguna excursión donde podremos observar y entender el origen de estas curiosas rocas.

Tras todo lo observado puede surgir la pregunta de por qué afloran estas rocas graníticas. La respuesta está contenida en la propia génesis de una cordillera. A finales del Carbonífero, cuando colisionaron los continentes de Gondwana y Laurentia-Báltica (orogenia Varisca) se produjo en la corteza terrestre un importante engrosamiento. Por la parte superior de la corteza se debió de generar un enorme relieve (hoy completamente arrasado), pero por debajo, ésta debió de engrosarse todavía más, de forma parecida a como ocurre con un iceberg. Este engrosamiento por la parte inferior de la corteza, dio lugar a que rocas que se formaron en condiciones relativamente superficiales (por ejemplo las rocas sedimentarias) fuesen llevadas a regiones profundas, entre 4 y 8 km, donde la presión puede estar entre 4 y 10 kbares. Asimismo, a esas profundidades la temperatura puede ir de 300º a 700º C. Obviamente las rocas sometidas a estas nuevas condiciones sufren metamorfismo e incluso se pueden llegar a fundir. Pues bien, éste es el origen del metamorfismo regional que se observa en las zonas internas de las cordilleras. Pero además, las rocas que han sufrido fusión, al ser menos densas que las rocas del encajante, ascienden e intruyen a las situadas más cerca de la superficie calentándolas. En fin, este parece que puede ser el origen de la Granodiorita de la Maladeta.

Seguimos descendiendo hacia el collado que el pico Vallibierna forma con el horn situado al Norte (Tuqueta de los Muyidós), desde donde descendemos a rodear por el Norte el Ibón de Chelat. Seguimos descendiendo hacia el Este, siguiendo los lagos y, antes de llegar al Estany de Cap de Llauset, giramos al Sur, para salir al Estany de Botornés y a la parada 2. Desde aquí, se continúa hacia el automóvil por el mismo camino de subida. Durante la bajada con el auto, es recomendable hacer una parada antes de llegar al pueblo de Aneto.

Parada 8 (Bordas de Llestuí): En este punto, al pie del camino, se pueden observar unos depósitos glaciolacustres muy bien preservados. Estos depósitos se formaron en el fondo de un lago que se formó en esta zona, cuando las morrenas asociadas al glaciar que bajaba desde el embalse de Llauset y los del que bajaba por el valle de la Ribagorça, aislaron esta zona, donde se formó un lago.

  
Izquierda: Sedimentos glaciolacustres de Llestuí. Derecha: morrena lateral asociada al glaciar de Llauset.

Para completar la excursión se puede visitar el Valle de Vallibierna. Para ello, desde la población de Benasque, seguir hacia el Norte por la carretera A-139 hasta la cola del embalse de Paso Nuevo. Tomar la pista que sube por el valle de Vallibierna, al final de la cual se hará la última parada.

Parada 9 (Valle de Vallibierna): Desde aquí se puede observar toda la estructura del pico Vallibierna. Al encontrarnos más alejados del pico, podemos observar más pliegues de la generación D1, situados por debajo de los observados desde la parada 5, deformados por el mismo sinclinal D2. Para la mejor comprensión de esta panorámica, observar las figuras 3 y 4 conjuntamente. Desde esta parada, también se puede ascender al pico Vallibierna, si bien supone un camino algo más largo.

Figura 4. Pliegues del pico Vallibierna, observados desde la Parada 9.

Bibliografía

[1] Evans, N. G.; Gleizes, G.; Leblanc, D & Bouchez, J. L. (1998): Syntectonic emplacement of the Maladeta granite (Pyrenees) deduced from relationships between Hercynian deformations and contact metamorphism. Journal of Geological Society, London, v. 155, pp. 209-216. 

[2] García-Sansegundo, J. (1992): Estratigrafía y Estructura de la Zona Axial Pirenaica en la transversal del Valle de Arán y de la Alta Ribagorça. Publicaciones Especiales del Boletín Geológico y Minero, Madrid, v. 102-6 y 103-1-2-3, 167 pág. (ISBN: 84-7840-133-4).

[3] García-Sansegundo, J. (1996): Hercynian structure of the axial zone of the Pyrenees throught the Aran Valley cross-section (Spain-France). Journal of Structutal Geology, v. 18, nº 11, pp. 1315-1325. 

[4] García-Sansegundo, J. & Poblet, J. (1997): Evidence for late Variscan granitoids in the suprastructural domains of the Pyrenees (comment to Gleizes et al, 1997). Terra Nova, v. 9, nº 3, pp. 144-147. 

[5] Gleizes, G.; Leblanc, D & Bouchez, J. L. (1997): Variscan granitesof the Pyrenees revisited: their role syntectonic markes of the orogen. Terra Nova, v. 9, nº 1, pp. 38-41. 

 [6] García-Sansegundo, J. & Poblet, J. (1999): Comment to: “Syntectonic emplacement of the Maladeta granite (Pyrenees) deduced from relationships between Hercynian deformation and contact metamorphism”. Journal of Geological Society, London, v, 156, nº 3, pp. 651-652.

[7] Mey, P.H.W. (1968): Geology of the Upper Ribagorzana and Tor valleys, Central Pyrenees, Spain.  Leidse Geologische Mededelinge, v. 41, pp. 229-292.

[8] Ríos, L.M. (1984): Reflexiones sobre las relaciones del encajante Paleozoico con los granitos.  Ejemplo de los Pirineos de Benasque (Provincia de Huesca).  I Congreso Español de Geología, Segovia, V, pp. 313-332.

[9] Ríos, L.M.; Galera, J.M.; Barettino, D y Charlet, J.M. (1997): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 180 (Benasque). Memoria explicativa por Ríos, J.M. (1997). Instituto Geológico y Minero de España, Madrid. 

[10] Zwart, H.J. (1979):  The Geology of the Central Pyrenees. Leidse Geologische Mededelinge, v. 50, 74 pág.