Sin embargo, en el norte de la Península, en Navarra, se localiza otro pequeño desierto: las Bardenas Reales con una extensión de 41.845 Ha que en la actualidad es un parque natural con un clima semiárido con una Tª media de 13ºC y una pluviosidad de 350 mm. azotado por constantes y fuertes vientos (el cierzo) y con una muy pobre y escasa cubierta vegetal adaptada al medio estepario.
SITUACION GEOGRÁFICA.
las Bardenas Reales se localizan en el SE de Navarra en su límite con Aragón (Zaragoza) en la Depresión del Valle del Ebro. Las Bardenas Reales se localizan entre dos importantes cursos fluviales: el del Río Ebro en su parte SW y el del Río Aragón en su parte septentrional.
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| Figura nº 1: Mapa esquemático de las Bardenas Reales (Navarra) |
Las Bardenas Reales es un terreno comunal y como tal no pertenece a ningún municipio, sino que son muchos los que tienen derechos sobre sus tierras y aprovechamientos, principalmente el ganadero. La población importante próxima es Tudela y la población más cercana es Arguedas. La existencia de un campo de tiro para la aviación, en contra de lo que podría pensarse, ha posibilitado la conservación de este espacio natural.
Las Bardenas reales se dividen en tres partes: una septentrional o El Plano, una central o La Blanca y una meridional o La Negra. El Polígono de Tiro y el circuito de visitas se localiza en La Bardena Blanca tal como se puede ver en la siguiente figura.
Tal como se puede ver en el siguiente mapa de altitudes la cota topográfica de la zona está comprendida entre los 250 msnm del Valle del Rio Ebro y los 650 msnm en La Negra estando el Parque Natural de Las Bardenas Reales cerca de los 300 msnm.
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| Figura nº 2: Mapa de elevaciones con el perimetro del campo de tiro. |
En la siguiente figura se puede ver un perfil topográfico N-S de las Bardenas Reales donde se puede observar como la Blanca Baja constituye una especie de depresión topográfica.
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| Figura nº 3: Perfil topográfico de las Bardenas Reales. |
CLIMA.
El clima de las Bardenas Reales es del tipo mediterráneo-continental (semidesértico frío), caracterizado por escasas precipitaciones, veranos calurosos y secos con fuertes tormentas, e inviernos fríos y ventosos.
La pluviometría es variable dependiendo del año, pero suele situarse en una media de 350 m3/año las lluvias, muchas veces torrenciales, se concentran en verano y otoño. Las temperaturas fluctúan entre los 40° C, que fácilmente pueden alcanzarse en verano y los 5° bajo cero del invierno, por lo que en algunos inviernos pude llegar a nevar. La Tª media es de 14,5ºc.
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| Figura nº 4: Gráfico Precipitación-Temperatura. Bardenas Reales. |
HIDROLOGIA.
Las Bardenas Reales constituyen una depresión topográfica entre dos zonas más elevadas. Esta depresión o cuenca hidrográfica drena hacia el Rio Ebro por medio de una red dendrítica de barrancos que se unen en uno principal el Barranco de El Belcho que a su vez es la unión de tres barrancos: el Bco de Las Limas que drena el sector septentrional del Campo de Tiro, el Bco de Los Hermanos que drena el sector central del Campo de Tiro y el Bco de Los Cambrones que drena el sector sur del Campo de Tiro. El Barranco de San Gregorio o de Tudela drena el sector comprendido entre la Bardena Blanca y La Negra. La Negra es drenada directamente al Ebro por el Barranco de Vall de Novillas.
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| Figura nº 5: Red hidrográfica de las BardenasReales. |
Se trata generalmente de barrancos de fondo plano con pequeños escarpes laterales verticales, excavados en las arcillas terciarias y en algunos casos cuaternarias. Debido a que esta es una región semiárida con una pluviometría muy baja, estos cauces solamente llevan agua en casos de precipitaciones extraordinarias.
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| Figura nº 6: Barranco seco de fondo plano con laderas escarpadas excavadas en arcillas. |
En muchos casos los barrancos presentan formas erosivas debidas a la alta erosionabilidad de las arcillas terciarias y cuaternarias formándose acarcavamientos, grietas y un tipo de formas endokársticas que complican extraordinariamente la geometría de los barrancos.
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| Figura nº 7: El cauce del barranco (gullie) de los Hermanos en las Bardenas Reales. |
Dispersas por las Bardenas Reales hay varias lagunas y numerosas balsas que se utilizaron para riego o como abrevaderos. Dentro del Polígono de Tiro están el Embalse de Zapata, la Balsa de Las Torres y el Embalse de Cortinas. En el primero de ellos se desarrolla un pequeño bosque ribereño y hay una importante colonia de aves acuáticas, incluidos cisnes.
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| Figura nº 8: Lago de Zapata en las Bardenas Reales (Navarra). |
Las balsas pequeñas ganaderas están casi siempre con muy poca agua y en ellas se desarrolla una vegetación palustre de juncos, sirviendo de refugio a una nutrida fauna de anfibios.
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| Figura nº 9: Balsa ganadera muy colonizada por una vegetación palustre. Bardenas Reales. |
A lo largo y ancho de las Bardenas aparecen otras zonas planas donde en caso de fuertes lluvias se producirían encharcamientos con delgadas láminas de agua y de las que en condiciones normales solo quedan las grietas de desecación en las arcillas decantadas.
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| Figura nº 10: Grietas de desecación en una carcha efímera. Bardenas Reales. |
ANTECEDENTES GEOLOGICOS:
G. Pardo et al 2004 (Geología de España) describen la Cuenca terciaria del Ebro como una depresión triangular de 380 kilómetros de longitud y 150 kilómetros de base limitada por los Pirineos, la Cordillera Ibérica y las Cadenas Costero catalanas.
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| Figura nº 11: Diagrama esquemático de la Cuenca del Ebro. |
Esta depresión o cuenca sedimentaria constituye la última fase de evolución de la cuenca de antepaís surpirenaica con sus límites y estructura actual establecidos entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior con los materiales más antiguos en el margen pirenaico y los más modernos hacia el margen ibérico (Riba et al, 1983).
La elevación de los Pirineos empezó en el Cretácico superior por causa del choque convergencia entre de las placas Ibérica y Europea. Los esfuerzos que se generan en el límite de placas se transmiten al interior de la placa Ibérica y a las cuencas mesozoicas intraplaca ocasionando la inversión tectónica de las mismas y el levantamiento de la Cadena Ibérica por lo que, desde el Paleoceno, pasan a constituir áreas fuente de la futura Cuenca del Ebro. La tectónica compresiva continuó hasta el Mioceno superior, pero a lo largo del Mioceno se superpone una actividad extensional que progresa desde el Tethys hacia el oeste (Surco de Valencia) afectando al ámbito de las cadenas Ibéricas que adquieren un carácter pasivo a partir del Aragoniense medio.
Así pues, la evolución paleogeográfica de la Cuenca del Ebro estuvo controlada por la actividad tectónica que levanto y estructuró las cadenas circundantes (Pirineos y Cadena Ibérica) y que condiciono, a lo largo del Terciario, la extensión de las áreas fuente, la orientación de los márgenes de la cuenca, la variación en las tasas de subsidencia y el aporte sedimentario a la cuenca. Estos factores determinaron los momentos de progradación o retroceso de los sistemas aluviales y fluviales y consecuentemente de los sistemas lacustres centrales asociados. A lo que hay que añadir en este último caso, la influencia de las variaciones en el nivel de base de las aguas, determinadas por factores climáticos.
A partir del Eoceno Superior (Priaboniense alto) la Depresión del Ebro pasa a funcionar como una cuenca endorreica en la que el relleno se realizará mediante depósitos de llanuras aluviales distales con sistemas lacustres asociados (UTS 3 a 7).
La Cuenca del Ebro puede dividirse en base de su estructura, tasas de subsidencia y edad de los materiales aflorantes, en tres sectores: sector occidental, central y oriental. Los materiales aflorantes abarcan desde el Paleoceno Superior (Thanetiense) al Mioceno Superior (Messiniense) durante un lapso temporal de 50 millones de años que comprende al Eoceno, Oligoceno y Mioceno.
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| Figura nº 12: Escala cronológica del Cenozoico con sus pisos continentales y marinos (ICOG). |
Estratigráficamente el relleno de la Cuenca del Ebro se ha dividido en ocho Unidades Tectosedimentarias (UTS) separadas por rupturas sedimentarias y datadas mediante fósiles y magneto estratigrafía. De las ocho UTS, las tres primeras son Paleógenas, la cuarta de la transición Paleógeno - Neógeno y el resto neógenas (Mioceno).
UTS 1: de edad Paleoceno – Eoceno (Thanetiense- Bartoniense) no llega a aflorar en el sector occidental de la cuenca. Esta constituida por facies continentales de llanuras aluviales distales discordantes sobre el basamento preterciario.
UTS 2: de edad Eoceno Superior (Bartoniense-Priaboniense) tampoco llega a aflorar en el sector occidental. Está constituida por facies detríticas continentales que pasan a marinas (Fm. Margas de Pamplona, etc..) y transicionales (deltaicas y evaporíticas).
UTS 3: de edad Eoceno – Oligoceno (Priaboniense superior-Rupeliense), está constituida por facies detríticas continentales en los márgenes de la cuenca (abanicos aluviales distales y fluviales) y formaciones lacustres evaporíticas hacia el centro de la misma.
UTS 4: de edad Oligoceno – Mioceno Inferior (Chatiense-Rambliense), se subdivide en dos: UTS 4a y UTS 4b. Está constituida hacia los márgenes de la cuenca por depósitos detríticos continentales, compartidos con las UTS 3 y 5 (Fm. Ujué) y hacia el centro de la cuenca, donde la UTS 4 alcanza en grosor de más de 3.000 metros, y está formada por depósitos lacustres evaporíticos (Fm Lerín) y una orla de depósitos carbonatados. Esta Unidad marca el fin del registro sedimentario en el sector oriental de la cuenca del Ebro.
UTS 5: con límite inferior en los 21,2 M.a. y edad Mioceno Inferior – Medio (Rambliense - Aragoniense Inferior). Esta constituida por potentes sucesiones detríticas (aluviales y fluviales) depositadas en los márgenes de la cuenca que gradan a los depósitos evaporíticos y carbonatados de un sistema lacustre central (Fm. Tudela).
Las UTS 6, 7 y 8 han sido borradas por la erosión en la mayoría de la cuenca y solo aparecen en pequeños retazos en el margen ibérico con facies detríticas, evaporíticas y carbonatadas (Fm. Calizas de La Muela de Borja). Estas unidades se depositaron durante el Mioceno Medio – Superior, entre el Aragoniense Inferior y el Turoliense.
Tal como se puede ver en la siguiente figura los materiales que afloran en las Bardenas Reales corresponden a las UTS 4 y 5.
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| Figura nº 13. |
En la Cartografía geológica a escala 1/50.000 del IGME (MAGNA) se describen las Bardenas Reales como una zona colmatada de materiales terciarios (Mioceno) y Cuaternarios, muy poco deformados, pertenecientes al relleno de la Depresión del Valle del Ebro. Estos materiales están constituidos, de abajo a arriba, por las siguientes formaciones:
-Formación Lerín:
Alternancia fina de capas de yesos
fibrosos y sacaroideos y arcillas grises y pardo-amarillentas de aspecto
terroso con espesores que van de los 100 a los 1.000 metros. En algunos lugares
se pueden distinguir dos tramos diferenciados: uno yesífero y otro arcilloso. En
el sector de Tudela la parte superior de la Formación Lerín corresponde a los
Yesos de Los Arcos constituidos por arcillas y margas grises con yesos
nodulosos alabastrinos y porfiroblásticos de origen secundario a partir de
nódulos de anhidrita depositados en facies marginales de un lago salino
(playa-Iake) entre materiales arcillosos y margosos de una llanura lutítica
distal.
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| Figura nº 14: Nódulo de yeso blanco, brillos alabastrino del miembro Yesos de Los Arcos de la Fm. Lerín. Localidad: Arguedas. |
Hacia el este los yesos van pasando a
arcillas quedando reducidos a niveles muy finos, mientras que hacia el sur los
que van desapareciendo son los tramos arcillosos quedando la formación
constituida por yesos. Esporádicamente pueden aparecer delgadas intercalaciones
de calizas grises tobáceas y areniscas. La edad de esta unidad seria Oligoceno
Superior – Mioceno Inferior (Chattiense-Aquitaniense Inferior).
Las evaporitas de la Formación Lerín pasan lateralmente a materiales
aluviales procedentes del Pirineo (Fm. Ujué) y a otros de mismo tipo
procedentes de la Cordillera Ibérica (Fm. Arnedo). Por el oeste, en el
área de Logroño, pasan lateralmente a la Fm. Haro. Por el este se
desconocen, por falta de afloramientos y de datos de subsuelo, sus equivalentes
laterales. Estas relaciones laterales se pueden ver el Panel de correlaciones
adjunto en la figura nº 17.
Estos materiales evaporíticos fueron depositados en un medio evaporítico del tipo lago salino efímero (playa-Iake) que se desarrolló́ durante el tránsito Oligoceno-Mioceno en el sector navarro-riojano de la Cuenca del Ebro.
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| Figura nº 15: Margas grises con niveles de yesos fibrosos y nodulosos. Fm. Lerín. Localidad: Arguedas. |
-Formación Ujué:
Unidad compuesta por acillas con paleocanales de base erosiva de areniscas con cemento calcáreo más abundantes hacia el techo y hacia el NE. Los canales de areniscas se acuñan rápidamente y dejan sus más extensos depósitos asociados (levées). Aparecen estratificaciones cruzadas de point bar y climbling ripples. Su edad seria Aquitaniense
-Formación Tudela:
Dentro de esta Unidad se agrupan a todos los materiales
detrítico-carbonatados (y también evaporíticos) de las Bardenas Reales. Se
trata de materiales aluviales distales y lacustres carbonatados que muestran
unas facies muy características en la comarca de Tudela (facies de Tudela de
Castiella et al. 1978). Hacia el sur y suroeste estos materiales pasan
lateralmente a los materiales aluviales distales de la Formación Alfara
y a los materiales aluviales proximales de la Formación Fitero. Hacia el
norte pasa lateralmente a las Formaciones Ujué y Fm. Uncastillo de
facies aluvial-fluvial. Por el este su equivalente lateral son los yesos de la Fm.
Zaragoza, ampliamente desarrollados en la ribera aragonesa del Ebro.
Dentro de la Fm. Tudela de Castiella et al. (1978) se distinguen tres
unidades cartográficas: las Calizas de Sancho Abarca (son las calizas
que constituyen la Plana de la Negra), los Yesos de Monteagudo y las
Facies de Tudela constituidas por arcillas, areniscas y niveles de calizas.
La Formación está constituida por arcillas carbonatadas abigarradas, principalmente rosáceas, con capas de calizas (micritas arcillosas) grises tabulares e intercalaciones de calcarenitas finas a medias con ripples, más abundantes hacia la parte basal de la unidad. Las calizas son de dos tipos: calizas grises claras duras y calizas más oscuras margosas y bioturbadas. Hacia arriba las capas de calizas se van haciendo más gruesas (2m). Su edad seria Aquitaniense superior-Burdigaliense en base a su fauna de gasterópodos y microfósiles. Su grosor espesor varía entre los 400 y los 300 m (Eguaras).
La Formación Tudela es de origen lacustre de aguas someras, con
sedimentación calcárea y arcillosa con mucha bioturbación y estructuras de
desecación.
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| Figura nº 16: Arcillas rosáceas con intercalaciones de areniscas y calcarenitas. Formación Tudela en las Bardenas Reales (Navarra). |
-Formación Alfaro: Presenta un grosor de 350 metros de arcillas, limos rojos y areniscas con ripples y a veces canalizadas. Las areniscas son muy blandas debido a su importante contenido en yeso. Se edad sería Aquitaniense superior- Burdigaliense aunque puede alcanzar el Vindoboniense. Corresponden a una sedimentación fluviolacustre.
En las Bardenas Reales los depósitos cuaternarios son muy extensos y están constituidos por glacis y terrazas suspendidas pliocenas y depósitos de fondo de valle holocenos.
Las relaciones de la Formación Tudela
con otras unidades litoestratigráficas se pueden ver en el siguiente panel de
correlación del Neógeno de la Cuenca del Ebro. Se observa como la Formación
Tudela (11) forma parte de una orla de carbonatos que rodea los depósitos
de evaporitas del centro de la cuenca (13) y que a su vez está rodeada por
depósitos detríticos de grano fino (4) de las Formaciones Ujué y Alfaro.
Tanto al norte como al sur se sitúan los depósitos de granulometría más gruesa.
Esta disposición es típica del relleno de una cuenca endorreica con depósitos
continentales de granulometría decreciente hacia el centro de la cuenca donde
se depositan sedimentos lacustres carbonatados y evaporíticos. En la siguiente figura se puede ver el panel elaborado por G.Pardo con las correlaciones entre las UTS de la Depresión del Ebro.
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| Figura nº 17. |
TECTONICA:
Anadón et al. (1986) interpretan que
la Cuenca del Ebro es el resultado de una tectónica de desgarre convergente a
lo largo de fallas escalonadas que afectan al basamento. El relleno de la
cuenca subsidente del Ebro por depósitos aluviales, fluviales y lacustres estuvo
condicionado por la actividad tectónica de la Cadena Pirenaica y es de edad, principalmente,
Eoceno-Mioceno. En el Mioceno y en la parte occidental de la cuenca donde se
localizan las Bardenas Reales la sedimentación se realiza a favor de los surcos
de Navarra y Rioja.
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| Figura nº 18: Perfil N-S de los Pirineos. |
Durante el Mioceno y el Plioceno tuvo lugar, en la cuenca del Ebro y
cadenas periféricas, un régimen distensivo generalizado da lugar una
fracturación y diaclasado (Simón, 1989) que ponen de manifiesto la presencia en
profundidad de accidentes mayores, principalmente de orientación ibérica, que
pueden haber condicionado la sedimentación y geometría de la cuenca a lo largo
de su evolución (alto relativo de Los Monegros durante el Oligoceno). En las Bardenas Reales esta tectónica
extensiva se manifiesta con la formación de fallas normales de poco salto y
diaclasas.
Las Bardenas Reales se caracterizan por
presentar una disposición prácticamente horizontal solo en la parte de Las Arguedas
se encuentra las terminaciones periclinales de los Anticlinales de Falces y
de Las Arguedas que ocasionan un levantamiento de la serie terciaria y un
ligero basculamiento de la misma hacia el sur y sureste, pasando hacia el este
a la disposición tabular característica de la zona. Entre ambos anticlinales se
localiza el sinclinal de Marcilla sobre el que se dispone la Depresión de La
Blanca.
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| Figura nº 19: Perfil geológico N-S de las Bardenas Reales (Fuente: Guía del visitante) |
DESCRIPCION GEOLOGICA DE LAS BARDENAS REALES.
Las Bardenas Reales se extienden por las Hojas 1/50.000 números 245 (SADABA) y 283 (FUTIÑANA) del MAGNA. la disposición geológica es muy sencilla, aflora una sola unidad litoestratigráfica: la Formación Tudela con una disposición prácticamente horizontal, solamente afectada por la terminación periclinal del Anticlinal de Argueras en su límite occidental y por el de Falces en su parte septentrional, estructuras que hacen aflorar los materiales evaporíticos de la Formación Lerín. Hacia su parte oriental se produce un cambio lateral de facies con un incremento en su contenido en areniscas.
En la cartografía geológica del IGME
y dentro de los límites del Parque Natural solo se representa la Formación
Tudela con un recubrimiento de glacis cuaternarios (Pleistoceno-Holoceno)
sobre todo en las laderas de las Planas de Piskerra y Rallón.
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| Figura nº 20: Cartografía geológica del IGME de la Plana Blanca Baja de las Bardenas Reales. |
En la siguiente figura se adjunta una cartografia geologica simplificada de todo el Parque Natural con los afloramientos de las distintas unidades litoestratigráficas, Formaciones Lerín, Ujue y Tudela y el recubrimiento cuaternario.
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| Figura nº 21: Mapa Geológico de las Bardenas Reales con los afloramientos de las distintas formaciones geológicas cenozoicas. |
ESTRATIGRAFIA:
La cuenca del Ebro es una depresión o cuenca sedimentaria triangular formada durante el Terciario y situada entre los Pirineos, la Cordillera Ibérica y las Cordilleras Litorales Catalanas. En el Eoceno superior, el levantamiento tectónico de los Pirineos occidentales y las Cordilleras Costeras Catalanas cortó la conexión de la cuenca del Ebro con el mar abierto haciendo que se formara una endorreica que funcionó como tal hasta el Mioceno Superior cuando se restableció la conexión de la cuenca con el Mediterráneo.
Así y debido a que la Cuenca del Ebro estaba cerrada al mar en la misma se desarrolló una secuencia de miles de metros de sedimentos continentales depositados durante el Eoceno, Oligoceno y Mioceno. Durante las principales fases tectónicas del levantamiento de los Pirineos y Cordillera Ibérica y en los márgenes septentrional y meridional de la cuenca, se depositaron gruesas secuencias de abanicos aluviales proximales que evolucionaron hacia facies de abanicos distales, mientras que en el sector central se desarrollaron lagos carbonatados o salinos rodeados de áreas palustres, siendo la Formación Tudela parte de estos depósitos distales (fluviales, palustres y lacustres) acumulados en el sector central de la cuenca occidental del Ebro durante el Mioceno Temprano-Medio.
En el Sector Navarro-Aragonés de la Depresión del Ebro se desarrolla una secuencia sedimentaria terciaria, principalmente Miocena, que se dispone casi horizontal. En este sector se han definido (A. Pérez et al. 1989) cuatro unidades tectosedimentarias (UTS)
-1ª UTS. Aparece entre Tarazona y Tudela disponiéndose bruscamente sobre los Yesos de Los Arcos (Fm. Lerín). Con un grosor de 200 metros está compuesta por conglomerados, areniscas, lutitas con calizas y yesos y se corresponde con las Formaciones Alfaro, Tudela, Cascante y los Yesos de Monteagudo. Su edad sería Rambliense basal-Aragoniense Medio. Se trata de abanicos aluviales procedentes del Moncayo con desarrollo de sistemas centrales de lagos someros carbonatados y/o salino
-2ª UTS. Se sitúa discordante sobre el mesozoico y la 1ª UTS (Yesos de Monteagudo) Su espesor varia entre los 40 y los 60 metros de conglomerados poligénicos (Fm. Fitero), lutitas y calizas con algunas intercalaciones de yesos. Su edad es Aragoniense medio (zona de mamíferos MN5). Se trata de abanicos aluviales procedentes del SW con desarrollo de lagos someros.
-3ª UTS. Con un grosor de 80 metros esta constituida por una sucesión de calizas y margas que pasan hacia arriba y lateralmente (NE) a areniscas blancas y amarillas con calizas. Su edad seria Aragoniense superior-Vallesiense. En esta Unidad hay un cambio paleogeográfico importante con aportes arenosos procedentes del N que originan ambientes fluviolacustres con lóbulos deltaicos
-4ª UTS. También conocidas como “Calizas de la Muela de Borja” presentan un grosor de 60 metros esta constituida por conglomerados poligénicos que se sitúan bruscamente sobre la Unidad infrayacente sobre los cuales aparecen calizas grises y marrones oncolíticas y masivas. El medio sedimentario corresponde a sistemas lacustres.
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico basado en estas UTS del sector de las Bardenas Reales:
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| Figura nº 22: Distribución de las diferentes unidades litoestratigráficas de la Fm. Tudela. |
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| Figura nº 23: Escarpe en arcillas de la Fm. Tudela (Piskera; Bardenas Reales). |
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| Figura nº 24: Margas grises con yesos de la Fm. Lerín (Las Cuevas de Arguedas). |
En las Bardenas Reales se han reconocido 5 de las Unidades Tectosedimentarias (UTS) reconocidas en la Depresión del Ebro y anteriormente descritas:
-La Unidad 1: con 132,5 metros de grosor está
compuesta principalmente de lutitas rojas, marrones, ocres y amarillas con
areniscas que aparecen como niveles delgados en forma de láminas o como lechos de
grosor métrico canalizados. Intercalados parecen algunas capas de calizas.
-La Unidad 2; con 94,5 metros de grosor está
compuesta por lutitas grises, amarillas y ocres con calizas grises y beige de
hasta 2 m de grosor, intercaladas. Se pueden dividir en dos grupos principales
ubicados en la base y la parte superior de la unidad. Las calizas suelen ser
masivas y bioturbadas, y contienen gasterópodos, ostrácodos y carófitos.
-La Unidad 3: Con 260 metros de
grosor está compuesta por lutitas amarillas, rojizas y grises con delgados
niveles de calizas y areniscas intercaladas que aparecen dispersos por toda la
unidad. En la parte superior de la unidad incluye se sitúa el miembro Yeso
Fustiñana, que tiene 7 m de espesor y está compuesto por delgadas capas de
yeso que se agrupan en dos niveles principales separados por lutitas grises.
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| Figura nº 25: Arcillas con delgadas intercalaciones de calcarenitas. Fm. Tudela. Base militar de las Bardenas Reales. |
-La Unidad 4: con 96,5 m de grosor está compuesta principalmente por lutitas rojas, marrones, ocres y amarillas con abundantes areniscas en láminas y canales y ocasionalmente algunas calizas, localizadas en los niveles superiores.
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| Figura nº 26: Paleocanal de areniscas en arcillas rosadas. Cabaña de Pericote (Bardenas Reales) |
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| Figura nº 27: Margas grises con gruesos bancos de calizas sobre arcillas rosadas (Cabezo de San Antón; Bardenas Reales). |
En la siguiente figura se puede ver la
columna sintética de la Formación Tudela, según Ruiz-Sánchez et al
2012:
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| Figura nº 28. |
Los sedimentos de la Formación Tudela se acumularon en llanuras de inundación fluviales y aluviales fangosas de abanicos distales que desembocaban en un sistema lacustre de agua dulce a través de una zona de transición palustre. las lutitas y areniscas de color marrón rojizo de las unidades 1 y 4 se depositarán en medios fluviales y aluviales distales. Las lutitas de color amarillo ocre y las delgadas capas de caliza de la Unidad 3 se depositaron en ambientes palustres, mientras que las calizas gruesas y grises con margas de las unidades 2 y 5 son representativas de sistemas lacustres estables
La presencia del roedor Vasseuromys
cristinae (lirón) y del género Democricerodon son indicativas de un
clima húmedo y boscoso
El esquema sedimentario, desde del borde al centro de cubeta, sería el
siguiente:
1. Abanicos aluviales conglomeráticos.
2. Red fluvial anastomosada de alta energía con depósitos de granulometría
gruesa: conglomerados, areniscas y también más finas: limos, arcillas con
niveles de caliza y yeso.
3. Depósitos fluvio-Iacustres con arcillas, limos y areniscas y
4. Depósitos lacustres compuestos por arcillas, calizas y esporádicamente
areniscas.
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| Figura nº 29: Perfil longitudinal de un abanico aluvial. |
El aspecto geomorfológico que presentan las arcillas masivas de la Formación
Tudela depende de sus propiedades físicas, principalmente su expansividad y
contraccionabilidad, que varían según su estado de hidratación. En condiciones
de humedad algunas de las arcillas de la Formación Tudela son
especialmente plásticas, y pueden desarrollar formas erosivas como bloques de dislocación,
deslizamientos, colapsos, galerías y conductos subterráneos. El coeficiente de
hinchamiento de estas arcillas llega al 12% (arcillas expansivas) y debido a su
alto contenido en sodio intercambiable que facilita la floculación de las mismas
el flujo de agua se concentra en las grietas y proporcionando una lubricación
adicional a las mismas, produciéndose con facilidad el proceso de "piping" con
agrietamientos y escorrentías hacia el interior de las arcillas.
El fenómeno del piping debido a la canalización de las aguas
subterráneas siguiendo unas líneas preferentes de flujo, está asociado a la expansión
y contracción de las arcillas, antes descrito, bajo las condiciones climáticas
alternas (húmedas y secas) que presenta esta semidesértica región. El proceso
se inicia con la formación de grietas en el suelo a partir de las cuales la disolución
desagrega los materiales y canaliza los flujos de infiltración hasta formar canalículos
y conductos tubulares (pipes) facilitando la remoción intergranular. Al
profundizar las aguas infiltradas verticalmente, se encuentran con niveles
menos permeables y entonces tienden a circular horizontalmente formando redes
de galerías que siguiendo el gradiente hidráulico desaguan en el fondo de los
barrancos. Este proceso llega formar auténticas simas y cuevas, con galerías generalmente
pequeñas (+- 26 m), pero que pueden alcanzar varios cientos de metros de
desarrollo. Tanto los procesos de piping como los de erosión normal están presentes
en la formación de estas cavidades en materiales arcillosos de la Formación
Tudela (Galán et al 2017).
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| Figura nº 30: Formas geomorfológicas ("pipes") en el Barranco de Los Hermanos (Bardenas Reales) |
Edad de la Formación Tudela.
Las Bardenas Reales de Navarra se encuentran en la zona central de la Cuenca del Ebro, por lo que tectónicamente es una zona tranquila con una disposición subtabular de las unidades litoestratigráficas. En esta zona la Formación Tudela presenta de gran continuidad estratigráfica (Ageniense – Aragoniense) y una buena exposición de los afloramientos del Mioceno inferior-medio.
Las biozonas del Terciario de la Península Ibérica y fueron definidas por primera vez en la Cuenca de Calatayud-Teruel por Daams y Freudenthal (1981). A diferencia de las biozonas de mamíferos MN (que se numeran del 1 al 13, siendo el 1 la más antigua), estas se nombran mediante letras. En un principio de la A a la I, y posteriormente se introdujeron las biozonas X, Y y Z por debajo de la A (Murelaga, 2000) junto con la incorporación de un nuevo piso, el Rambliense (Daams et al., 1987). El límite entre el Rambliense y el Aragoniense (biozonas A/B; +-17 Ma) que en las Bardenas estaría localizado entre Pico del Fraile y La Loma Negra.
En las Bardenas Reales de Navarra y áreas colindantes se han descrito diversos yacimientos con restos de vertebrados que cubren el intervalo temporal que va desde la biozona Y hasta la biozona F/G. También se han estudiado varios yacimientos de fósiles incluyendo micromamíferos como insectívoros, quirópteros, castores, eomíidos, glíridos, esciúridos, cricétidos, lagomorfos, perisodáctilos y artiodáctilos (Murelaga et al. 2004) que se incluyen en su totalidad dentro del piso Rambliense, uno el denominado Cabezo de la Junta dentro de la biozona Z y el resto dentro de la Biozona A correspondientes, respectivamente, al Rambliense inferior y superior.
En
el registro de los mamíferos europeos la formación se situaría en las Biozonas MN2b
y MN3.
En la siguiente figura se puede ver un
resumen cronoestratigráfico de las diferentes escalas temporales utilizadas en
distintos estudios realizados en la zona:
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| Figura nº 31: Correlacion de las cronoesgratigrafias cenozoicas basadas en magnetoestratigrafia y bioestratigrafias continental y marina. |
En las Bardenas Reales se han estudiado varios yacimientos de fósiles que incluyen faunas de micromamíferos (insectívoros, quirópteros, castores, glíridos, esciúridos, cricétidos, lagomorfos, perisodáctilos y artiodactilos (Murelaga at al 2004) que se incluyen dentro del Piso Rambliense dentro de las biozonas Z y biozonas A.
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| Figura nº 32: Localización de los yacimientos fosilíferos dentro de la Formación Tudela (Rambliense) en las Bardenas Reales. |
Suarez (2012) estudia cinco
yacimientos de microvertebrados del Mioceno inferior-medio de las Bardenas
Reales y describe en profundidad uno de ellos (Loma Negra) en el que se hace un
contaje de los taxones de micromamíferos en él existentes (Vasseuromys cristinae,
Democricetodon aff. hispanicus, Megacricetodon aff. primitivus, Heteroxerus
rubricati, Galerix sp., Miosorex sp. y Ochotonidae indet) que asigna al
yacimiento de Loma Negra una edad correspondiente a la biozona C (MN4/5
del Burdigaliense).
La cronología basada magnetoestratigráfia (Larrasoaña et al. 2006) sitúa el límite inferior del Rambliense (base de la zona Z) en la parte inferior del cron C6r (ca. 20,4 Ma), mientras que su límite superior (parte superior de la zona A) se sitúa en la parte media superior del cron C5 Cr (16,8 Ma –17,00 Ma). El límite entre el Rambliense inferior y superior se sitúa en la mitad del cron C6n (ca. 19,6 Ma). El Rambliense tendría una duración de 3.6 millones de años.
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| Figura nº 33: Magnetoestratigrafía de la Formación Tudela y correlación con las biozonas locales y europeas. |
Paleontología de la Formación Tudela en las Bardenas Reales;
Al contrario de lo que podría pensarse por su escaso contenido fosilífero la Formación Tudela se depositó en un ambiente húmedo y boscoso. Los fósiles que se han encontrado son de organismos acuáticos (peces y anfibios) y organismos que vivían en las orillas de los lagos (tortugas, cocodrilos, hipopótamos y aves acuáticas como los flamencos). En los bosques que rodeaban a los lagos proliferaban los micromamíferos (roedores, insectívoros, …) y en las praderas asociadas a estas masas boscosas pastaban los macromamíferos (jabalíes, rinocerontes y mastodotes).
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| Figura nº 34: Reconstrucción idealizada del medio ambiente del Mioceno en las Bardenas Reales. |
Los fósiles más importantes
corresponden a dos nuevas especies de tortugas (Chelydropsis apellanizi y Ptychogaster
(Temnoclemmys) bardenensis).
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| Figura nº :35 La tortuga miocena Chelydropsis (Wikipedia). |
Murelaga et al 2001 estudian faunas de vertebrados fósiles, principalmente anfibios y reptiles, localizadas en la Formación Tudela en las Bardenas Reales. Estos fósiles se han asignado a las Biozonas MN 2b y MN 3 (Biozonas Z-A del Rambliense (Aquitaniense tardío al Burdigaliense temprano). Se han encontrado una salamandra y dos o tres anuros. También tortugas como el quelídrido Chelydropsis apellanizi, los testudínidos Ptychogaster (Temnoclemmys) bardenensis y Ptychogaster ronheimensis, junto a un Trionychinae indet. Los reptiles están representados por escamados como lagartos y culebras junto a un caimán basal Diplocynodon sp. de tamaño pequeño a medio que vivía el ríos, lagos y pantanos.
Estas faunas son típicas de lagos en climas inter a subtropicales el medio ambiente donde vivían se asemejaba el de la siguiente figura:
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| Figura nº 36: Reconstrucción del ambiente lacustres en la Depresión del Ebro durante el Mioceno. Las Bardenas se situarian aproximadamente en el cuadrado amarillo. |
Los anfibios encontrados no proporcionan información paleoecológica precisa, solo indican un ambiente húmedo. Se han encontrado numerosas tortugas, siendo el género Chelydropsis el más abundante. De las tortugas estudiadas dos son formas acuáticas (Chelydropsis apellanizi y una Trionychinae indeterminada) y dos semiacuáticas (Ptychogaster ronheimensis y Ptychogaster (Temnoclemmys) bardenensis). Las tortugas del género Trionychidae viven en lagos y ríos con circulación de agua mientras que las Chelydridae son más comunes en aguas estancadas. Además, las tortugas de los géneros Ptychogaster y Temnoclemmys vivirían en ríos, lagos y estanques y se supone que podrían moverse por tierra firme, lejos del agua.
En las Bardenas Reales se ha encontrado el que es considerado como el nido fósil más antiguo del mundo constituido por restos de cáscaras y un huevo conservado entero, además de los restos vegetales carbonizados con los que estaba construido el propio nido, todo ello conservado de manera conjunta tal como estaría dispuesto un nido de ave en la naturaleza. El hallazgo de restos óseos fósiles ha permitido determinar que el nido era de un ave acuática del tipo de los flamencos que vivía en un medio palustre pantanoso en un clima subtropical, lo que viene a confirmar los datos de lo indicado por el resto de los fósiles de vertebrados encontrados.
RECONSTRUCCION PALEOAMBIENTAL.
Evolución tectónica y paleogeográfica de la Cuenca del Ebro.
La historia geológica de la Bardenas Reales está ligada a la de la Cuenca del Ebro y por lo tanto de Los Pirineos. Esta historia comenzó hace 80 millones de años en el Cretácico superior cuando por causa de la deriva continental se produjo una convergencia de África y Europa y la colisión continental de las placas Ibérica y europea produciendo la subducción de la Placa Ibérica por debajo de la Europea. Esta colisión continental se inició hace 70 M.a. en el Cretácico superior (Santoniense superior) y sufrió una aceleración y ensanchamiento hace 50 M.a. en el Eoceno inferior.
En el Cretácico superior la zona donde
se sitúa actualmente la Cordillera Pirenaica era un brazo de mar que inundaba
la zona de rift mesozoica que separaba la Placa Ibérica de la europea, tal como
se puede ver en mapa paleogeográfico de la siguiente figura:
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| Figura nº 38: Mapa paleogeográfico de la microplaca ibérica durante el Cretácico Superior. |
En aquella época la Depresión del Ebro era, por lo tanto, una zona conectada con el protoatlántico en la que se estaba produciendo una sedimentación marina carbonatada.
A finales de Cretácico superior-Paleoceno por causa de la mencionada colisión continental, se inició una flexión de la litosfera, el comienzo del plegamiento alpino y el inicio del levantamiento de la Cordillera Pirenaica y esta cuenca marina sufrió una inversión tectónica formándose dos cuencas periféricas, una pro-antepaís en la placa ibérica y una cuenca retro-antepaís en la suprayacente placa europea
La Cordillera Pirenaica meridional está formada por un conjunto de cabalgamientos imbricados que afectan al conjunto de basamento y cobertera que se desarrollaron entre Cretácico superior y el Mioceno inferior. El levantamiento de frente montañoso pirenaico provocó la flexión de la placa ibérica y la formación de una cuenca de antepaís profunda y alargada de dirección Este – Oeste que drenaba hacia el Océano Atlántico. el germen de la futura Cuenca del Ebro.
La actual configuración del basamento situado
bajo la cuenca surpirenaica (SPFB) consiste en una doble flexión
asimétrica. La mayor profundidad a la que se sitúa el basamento es de 5.000
metros en la Vaguada de La Rioja y está provocado por el estrechamiento hacia
el oeste de la cuenca del antepaís entre la Sierra de Cantabria y
Cameros-Demanda lo que ha provocado una flexión superpuesta desde ambos
márgenes.
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| Figura nº 39 : Mapa de isobatas del relleno cenozoico de la Depresión del Ebro (M. Garcés et al.) |
Miguel Garcés et al, definen las siguientes 5 etapas en la
construcción de la arquitectura estratigráfica de la cuenca:
1.- Santoniense-Paleoceno: Durante esta primera etapa se produjo
la inversión tectónica del rift mesozoico y el estrecho marino poco profundo
que conectaba los océanos Atlántico y el Tetis se fue estrechando a la vez que
se levantaban los Pirineos orientales. En el Paleoceno comenzó la sedimentación
de las facies garumnienses con intercalaciones lacustres que hacia el este
pasaron a depósitos de plataformas marinas y sedimentos profundos
La transición Paleoceno-Eoceno se
caracteriza en todo el mundo por la transgresión ilerdiense que en esta zona
quedó marcada por la aparición de calizas de alveolinas en el margen ibérico.
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| Figura nº 40: Bloque diagrama de la Depresión del Ebro durante el Paleoceno (S. Osácar). El Atlántico llegaba a Zaragoza y Huesca. |
2.- Eoceno temprano-medio. Este periodo fue un momento de máxima
intensidad del choque continental con acortamientos de hasta 6 mm/año. Hasta el
Eoceno tardío se mantuvo abierta una conexión, poco profunda, con el mar a lo
largo del margen ibérico.
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| Figura nº 41: La Depresión del Ebro durante el Eoceno. |
4.- Eoceno tardío. Durante el Eoceno final el levantamiento de las cordilleras pirenaicas, ibérica y costero catalana cerró las salidas al mar y originando el cambio de una cuenca con salida al mar a una cuenca endorreica. El cierre de la cuenca acaeció dentro del cron C16n.2n, es posible que el momento exacto del cierre coincidiera con un nivel mínimo del nivel del mar del Eoceno tardío, fechado en aproximadamente 36 millones de años y esta nueva configuración de la cuenca perduró durante 25 millones de años hasta finales del Mioceno medio. En los Pirineos Occidentales las tasas de levantamiento tectónico superaron a las de la erosión y se formó una divisoria de aguas entre el antepais del sur de los Pirineos y el mar.
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| Figura nº 42: Durante el Oligoceno la Depresión del Ebro se transforma en una cuenca endorreica. |
La regresión marina provocó la
progradación y acumulación de los sedimentos continentales en toda la cuenca
(hasta 5 km en La Rioja) provocando un aumento continuo en el nivel de base de
la cuenca del Ebro y el enterramiento de los relieves circundantes de los
Pirineos y cadenas costeras catalanas con sedimentos aluviales del Oligoceno
tardío. Como resultado de estas elevadas tasas de acumulación de sedimentos la
cuenca del Ebro evolucionó hasta convertirse en una meseta llana y elevada
(700-1000 m sobre el nivel del mar). En la siguiente figura se puede ver el tipo de sedimentación en la Depresión del Ebro durante el Oligoceno (Chattiense).
El calentamiento global del Óptimo
Climático del Mioceno Medio facilitó un rápido cambio hacia condiciones más
húmedas y la formación de ambientes lacustres que persistieron hasta el último
Mioceno Medio final (11,5 Ma) pues el registro sedimentario de la cuenca del
Ebro no conserva evidencias de sedimentación endorreica del Mioceno superior. Sin
embargo, en las cuencas adyacentes del Duero, Almazán, Calatayud y Sarrión, la sedimentación
continuó hasta el Mioceno tardío (9 Ma, Vallesiense tardío), dando lugar
a un relleno de cuenca de superficie plana de calizas palustres.
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| Figura nº 44: La Depresión del Ebro durante el Mioceno medio con un gran sistema lacustre |
Mioceno Tardío: En el Oligoceno Tardío se abrió el Mar
Mediterráneo occidental que se convirtió en el principal drenaje de la
Depresión del Ebro a través del Rio Ebro. Según las evidencias
paleogeográficas, el Rio Ebro de formó después o durante Crisis de Salinidad
Messiniense (MSC) iniciándose la erosión de la Depresión del Ebro a
través de este río durante el Serravaliense Tardio-Tortoniense (11
M.a.). El drenaje del gran lago central comenzó durante el Vallesiense
Tardío hace 9 millones de años.
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| Figura nº 45: La actual Cuenca del Ebro en el Mioceno tardío. |
En la actualidad Las Bardenas Reales
presentan un aspecto estepario o semidesértico, pero tal como se ha descrito los materiales de la Formación
Tudela, que constituyen el sustrato sobre el que se asienta el Parque, se
depositaron en unas condiciones ambientales muy distintas.
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| Figura nº 46: Aspecto desértico de Las Bardenas Reales en la actualidad. |
El estudio de la estratigrafía y sedimentología de la Formación Tudela y el análisis de las faunas fósiles encontradas en la misma, han permitido la reconstrucción del medio sedimentario y del paleoclima de la Región durante el periodo en el que se produjo la sedimentación de esta unidad litoestratigráfica, el Rambliense (Mioceno Inferior) es decir en el lapso temporal comprendido entre los 22,5 y los 18,5 millones de años, con una duración de 4 millones de años (Daams y Freudenthal, 1990).
Las Bardenas Reales forman parte de una unidad mayor la: Cuenca o Valle del Ebro una depresión de origen tectónico que comenzó a formarse al mismo tiempo que se levantaban las dos cordilleras que la delimitan: los Pirineos y la Cadena Ibérica. Esta cuenca forma parte de las cuencas cenozoicas de la Península Ibérica y es una de las que recibe el nombre del río que la drena.
El levantamiento de la cadena pirenaica y por lo tanto de la cuenca antepaís supirenaica (futura cuenca del Ebro) comenzó en el Cretácico superior con el choque de las placas ibérica y europea, continuando la sedimentación marina hasta bien entrado el Cenozoico (Paleoceno, Oligoceno y Eoceno)
Se trata de una cuenca de antepaís, en este caso surpirenica, rellena de materiales terciarios de origen continental con los más modernos en el margen meridional (ibérico) y los más antiguos en el margen septentrional (pirenaico). La cuenca se estableció entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior y se relleno con un prisma de depósitos continentales de 5.000 metros de espesor en el sector Navarro-Riojano.
A partir del Priaboniense superior
la Cuenca del Ebro adquiere un carácter endorreico que dura hasta el Vallesiense
abarcando las UTS T3 a T7 con una sedimentación aluvial y fluvial
procedente de los márgenes montañosos y una sedimentación lacustre (carbonatada
y evaporítica) desarrollada en el centro de la cuenca.
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| Figura nº 45: Bloque esquemático de la Depresión endorreica del Ebro. |
La actividad tectónica controlo la
paleogeografía de esta cuenca al afectar a la topografía de las áreas fuente
localizadas en las cadenas circundantes, la actividad en los márgenes de la
cuenca y también en el interior de la misma afectando a la tasa de subsidencia
y por lo tanto a la acumulación de sedimentos terciarios. Las relaciones entre
la subsidencia y los aportes de sedimentos desde las áreas fuente condicionaron la
progradación y retrocesión de los sistemas
aluviales y fluviales, que
llegaban a los márgenes de la cuenca, y también a las variaciones de los aportes
de agua a los sistemas lacustres centrales, a su vez también afectados por los
factores climáticos que afectaban al nivel de las aguas y por lo tanto a la
distribución espacial y temporal de las facies lutíticas, carbonatadas y/o
evaporíticas.
GEOMORFOLOGIA.
Las Bardenas Reales se dividen en tres zonas geomorfológicamente diferenciadas:
-El Plano: la presencia de un resistente y duro horizonte de areniscas carbonatadas da origen a una gran meseta (500 msnm) localizada en la parte N y W de las Bardenas y que está dedicada a la agricultura y con laderas densamente vegetadas.
-La Bardena Negra: Situada al Sur es la zona con una
mayor vegetación con bosques y zonas de cultivo. La presencia de estratos duros
de calizas y areniscas entre niveles de arcillas y margas más blandos dan
origen a un relieve tabular con mesetas surcadas por barrancos de fondo
estrecho.
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| Figura nº 47: la Bardena Negra desde la carretera de Tudela a Ejea de los Caballeros. |
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| Figura nº 48: Panorámica de la Bardena Blanca desde el Mirador de Pilatos. |
El paisaje de las Bardenas Reales está fuertemente marcado por los procesos erosivos que a su vez están condicionados por la naturaleza de los materiales, principalmente blandos (arcillas y yesos) y el clima cuya principal característica son las escasas pero torrenciales precipitaciones y el constante y fuerte viento de NW a NNW (el cierzo)
La erosión origina unas características formas tabulares debidas a la existencia de alternancias de materiales blandos (arcillas y margas) con otros duros (areniscas y calizas)
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| Figura nº 49: Alternancia de materiales blandos y duros. Base de la OTAN (Bardenas Reales). |
Las Bardenas Reales forman parte de una
depresión erosiva formada por valles de fondo plano, y una profunda red de
barrancos y un extenso modelado en cárcavas. La evolución del paisaje está
claramente controlada por la litología y la climatología que como consecuencia
de ello se trata de un modelado muy dinámico y cambiante debido principalmente
a los procesos de erosión hídrica evaluados en 150 tn/Ha/año (Desir et al.,
2005).
Como ya hemos indicado anteriormente, las formas de erosión dependen de las características físico-químicas de los materiales, pero, sobre todo, tienen una relación directa con la distribución de las precipitaciones. La erosión hídrica guarda relación con la precipitación y la escorrentía y el umbral para que se produzca se sitúa a 11 mm. por debajo de ese valor de precipitación no es posible encontrar escorrentía significativa. Así mismo hay una relación entre la intensidad de la precipitación y la generación de escorrentía, si la intensidad de la precipitación es muy elevada la erosión también será alta.
En la siguiente figura se puede ver un
esquema del proceso erosivo en las Bardenas Reales: en el perfil de la parte
superior de la figura se puede ver un corte geológico esquemático de dirección
N – S con la evolución lateral de los materiales detrítico gruesos
(Conglomerados y areniscas de la Formación Ujué) que van pasando hacia el Sur a
las arcillas, margas, calizas y areniscas de la Formación Tudela. En la mitad
inferior de la figura se puede ver un bloque diagrama mostrando como en la
Bardena Blanca la erosión es en forma de mesetas favorecidas por la presencia
de niveles de rocas duras (calizas y areniscas) intercalados entre depósitos
arcillosos blandos.
Figura nº 50: Composición de un corte geológico y el bloque diagrama de las Bardenas Reales.
Planas o Mesetas.
La existencia de niveles litológicos duros (calizas, areniscas y conglomerados) impide la erosión de las litologías más blandas (arcillas) y solubles (yesos) favorece la formación de planicies elevadas que en algunos casos llegan a presentar una importante extensión superficial. Este es el caso de El Plano, situado al norte de la Bardena Blanca, una extensa superficie horizontal y plana a una cota de 440 msnm constituida por una costra conglomerática (piedemonte) cuaternaria que se coloca discordante sobre los yesos de la Formación Lerín y las arcillas de la Formación Tudela.
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| Figura nº 51: El Castillo de Peñaflor un nivel conglomerático duro (costra pliocuaternaria) situado sobre los yesos nodulares de la Formación Lerín. |
La Plana de Ralla se localiza al este de la Bardena Blanca, situándose a una cota similar (440 msnm) en este caso la superficie dura está constituida por un nivel de areniscas duras miocenas.
Mesas.
Son formas más pequeñas que las
Planas y de la misma manera están constituidas por una superficie plana,
constituidas por un nivel de calizas y/o areniscas duras que impide la erosión
de las, más blandas, arcillas infrayacentes. Un buen ejemplo es la pequeña
meseta donde se sitúa la base militar dentro del Polígono de Tiro.
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| Figura nº 52: Nivel de areniscas en estratos tabulares formando el techo de una pequeña mesa. Corral de Zapata (Bardenas Reales). |
Cabezos.
Son “cerros testigo” que constituyen
las formas más emblemáticas del Parque Natural de Las Bardenas Reales. Se trata
de estrechos pináculos coronados por una piedra de pequeño tamaño y dura
(calizas o areniscas) que protege a los materiales arcillosos que tiene justo
debajo formando una especie de chimenea. La parte inferior del cabezo presenta
una forma troncocónica.
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| Figura nº 53: El icónico Cabeza de Castiltierra en las Bardenas Reales de Navarra. |
Estas tres formas: planas, mesas y
cabezos corresponden a distintos estadios erosivos tal como se puede ver en la
siguiente figura:
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| Figura nº 54: Evolución geomorfológica de un cabezo |
La evolución geomorfológica sería la
siguiente: en una primera etapa se formarían un conjunto de mesas a partir de
una Plana.
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| Figura nº 55: Mesas y cabezos separándose de la Meseta de La Ralla (Bardenas Reales). |
Al avanzar la erosión regional estas
mesas pueden llegar a quedar aisladas en el llano formándose cerros de cabeza
plana:
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| Figura nº 56: Cerros y mesas aislados en la Bardena Blanca Baja. Cerros de la Cortinilla. |
En una última fase algunos de estos
cerros llegan a quedar aislados constituyendo auténticos cerros testigo a modo
de sondeos positivos que nos permiten conocer la serie estratigráfica que ha
sido erosionada.
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| Figura nº 57: El Cerro de Castilltierra en el Barranco de Las Limas (Las Corinas; Bardenas Reales). |
El destino de estas formas positivas es desaparecer y quedar reducidos a cerros mochos antes de ser aplanados por completo y desaparecer.
Figura nº : El cerro aplanado del Corral de Zapata al fondo La Negra (Bardena Bjanca)
Bad Lands (Tierras malas).
Cárcavas.
La formación de rills o cárcavas se debe
a la concentración de la arroyada superficial (rilling) por lo que es necesario
que la capacidad de infiltración del material sea baja como en el caso de las
arcillas. Además, otro factor importante para la formación de rills la
presencia de arcillas dispersiexpansivas. En Las Bardenas Reales las cárcavas
presentan un mayor desarrollo en las arcillas terciarias debido alta labilidad
de este material y a que casi todas las laderas de las Planas y Mesas están
talladas en estas arcillas terciarias presentan pendientes muy acentuadas.
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| Figura nº 57: Desarrollo de carcavas (rills) en las laderas de un cerro en proceso de desmantelamiento erosivo (Bardena Blanca Baja). |
Además, de en las laderas de pendientes
pronunciadas, las cárcavas también se pueden desarrollar en zonas con pendientes
menos acusados (cerros desmantelados) e incluso dentro de los barrancos.
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| Figura nº 58: acarcavamiento en arcillas terciarias (Fm. Tudela) se observa la acumulacion de arcillas lavadas en la terminación del escarpe donde hay un importante proceso de fluidificación de las arcillas. |
El Gullying o abarrancamiento.
Es uno de los procesos dominantes es la erosión y constituye la principal vía de exportación de sedimentos y escorrentía fuera de la cuenca. Estos se desarrollan sobre el terciario arcilloso y los rellenos holocenos que tapizan el fondo de la depresión y presentan una red dendrítica de alta sinuosidad debido a lo suave del relieve siendo el piping uno de los principales mecanismos que controlan su evolución. Los gullies (barrancos) son formas más comunes en los depósitos holocenos pueden alcanzar hasta los 10 kilómetros de longitud y los 8 m de profundidad y se calcula que pueden aportar hasta 12 hm3 /año de sedimentos, principalmente arcillosos al Río Ebro (Desir y Martin 2007).
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| Figura nº : Aspecto de un "gullie" (barranco) en Las Bardenas Reales. |
El piping.
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| Figura nº 59: Desarrollo de formas karsticas ("piping") en las arcillas, probablemente holocenas en un barranco de las Bardenas Reales. |
Coladas de barro.
Son movimientos en masa de carácter
estacional y se dan fundamentalmente en las arcillas terciarias plásticas
capaces de deslizar ladera abajo. En zonas de badlands, suelen movilizarse a lo
largo de regueros preexistentes, llegando a desdibujar la geometría de éstos.
Se han reconocido coladas de barro de muy diverso tamaño, alcanzando la de
mayor magnitud una longitud de 42 m, una anchura media de 2,65 m y una potencia
aproximada de 0, 80 cms, lo que supone un volumen aproximado de 89 m3 de
material movilizado (Marín y Desir, 2008). Las condiciones necesarias para que
se generen estas coladas son:
a) una litología favorable como las arcillas
plásticas terciarias fácilmente licuafiables;
b) elevadas pendientes (+ 30º), que
permitan al material arcilloso deslizar por gravedad y
c) un aporte hídrico continuo que permita
a las arcillas alcanzar su límite plástico. Las arcillas terciarias suelen alcanzar este
límite en época invernal, cuando la evapotranspiración del suelo es mínima y el
grado de humedad máximo debido un intenso y continuo régimen de nieblas.
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| Figura nº 60: Ladera con coladas de barro. Fm. Tudela en las Bardenas Reales. |
Los cantos blandos acorazados.
Las armored mud balls aparecen también en las arcillas se trata de núcleos arcillosos rodeados por un revestimiento de arena y gravilla. Su origen está asociado a pequeños clastos de arcillas que se individualizan por varias causas (procesos de humectación-secado, (popcorn). Una vez individualizado, cae al fondo de un gully y comienza a circular por él, redondeándose y adquiriendo el revestimiento de arena y grava (Desir y Marín, 2008).
Pop Corn.
El hinchamiento de las arcillas tipo pop
corn es una morfología muy frecuente en las arcillas de las Bardenas Reales.
Esta morfología facilita la infiltración de la escorrentía y favorece la
formación de grietas a partir de las cuales se pueden generar los “pipes”.
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| Figura nº 61: Arcillas terciarias (Fm. Tudela) con morfologia "popcorn" en las Bardenas Reales. |
Otras Formas.
Además de las anteriormente descritas en las Bardenas aparecen muchas otras formas erosivas como son los túneles y puentes que debidos a retrocesos en los barrancos o al descalzamiento de niveles duros, los socavones o hundimientos debido al colapso de los pipes muy frecuentes en las cabeceras de los barrancos, etc…
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| Figura nº 62: Nivel de calcarenitas duras desprendidas por descalzamiento al erosionarse las arcillas que tienen debajo. Bardena Blanca Baja. |
BIBLIOGRAFIA:
Mapas Geológicos a escala 1/50.000 Nºs 245 (Sabada) y 283 (Futiñana) del MAGNA (IGME).
Guía del visitante. Geología. Bardenas Reales de Navarra. JC. Larrasoaña, J. Murelaga, JL. Peña, C, Sancho.
Procesos de erosión en una zona de clima semiárido de la Depresión del Ebro (Bardenas Reales, NE de España). C. Marín y G. Desir (2010)
Túneles y cavidades de piping en las arcillas miocenas de la parte central del Barranco de Los Sorianos-Loma de la Madera (Bardenas Reales). C. Galán, F. Herrera, J Forstner y A. Miner, 2017.
Capitulo 6: Cuencas Cenozoicas (Libro Geología de España). G. Pardo et al 2004.
Mamíferos del Mioceno Inferior de las Bardenas Reales de Navarra (Cuenca del Ebro). X Murelaga et al. 2004.
Magnetobiocronologia del tránsito Rambiense-Aragoniense en las Bardenas Reales de Navarra (formación Tudela, Mioceno Inferior – Medio de la Cuenca del Ebro. O. Suarez Hernando (2012).
El relieve de Los Pirineos. Julien Babault y Antonio Teixell 2007.
The Ramblian and the Aragonian; limits, subdivision, geographical and temporal extension. R. Daams y M. Freudenthal, 1990.
Paleogeographic and Sedimentary evolution of the South-Pyrenean Foreland
basin. Miguel Garcés,
Miguel López-Blanco, Luis Valero, Elisabet Beamud, Josep Anton Muñoz, Belén
Oliva-Urcia, Andreu Vinyoles, Pau Arbués, Patricia Cabello, Lluís Cabrera.
