El Figaró - Cingles de Bertí (Cordillera costero catalana)

Estos afloramientos presentan unas rocas de edad devónica. ¿Que litología presentan? ¿Es ésta homogénea por todo el afloramiento o se observan cambios texturales y/o de color? Debemos considerar que muchas veces tenemos casos intermedios de rocas extremas. Este sería el caso de una roca sedimentaria (tendría planos de estratificación) que estuviese poco metamorfizada (también tendría planos de foliación) o una roca ígnea poco metamorfizada.

Obsérvense los planos de discontinuidad presentes en la roca. Básicamente, estos se deben a planos de estratificación (límites de capa) o de fracturación (diaclasas, fallas, foliación por clivage etc.).
Si los planos son de estratificación, separan capas de composición, textura y/o colores distintos. A ambos lados del plano, se observarán estas diferencias. De lo contrario, si los planos son de fracturación (diaclasas), estos van a cortar los cambios y puede no haber variaciones a ambos lados del plano (aunque si existe desplazamiento, pueden haber cambios como puede ocurrir en el caso de las fallas).
 

Vistas desde diferentes ángulos del primer afloramiento (tomadas el mismo día y hora). Según el ángulo de visión, observamos detalles distintos. En ambos casos, el martillo (dentro del círculo azul) está en la misma posición, sólo cambia el lugar desde donde de toma la fotografía.La flecha roja marca otro punto común de las dos imágenes, indicando el diedro que forman los planos “1” (muy verticales) y “2” (formando superficies curvas). En la imagen de la derecha se observa un bandeado debido a cambios de color y litología en la roca. Este bandeado está limitado por los planos “2”. Cual es el origen de los planos “1” i “2”, planos de fractura o de estratificación?

Desde el afloramiento anterior seguimos cortando los materiales del Paleozoico. Como veremos más adelante, entre estas rocas se encuentran otras de características muy distintas.
 

Este afloramiento situado en la curva, nos revelará que estamos ante las rocas del afloramiento anterior, aquí dispuestas en un pliegue antiforme.

En estas rocas se pueden encontrar algunos fósiles. Todo intento de extracción de estos, acaba por romperlos. Es mejor llevarnos una fotografía como la de abajo.
 

Restos de crinoideos de las calizas metamorfizadas del devónico. Estos equinodermos constaban de un pedúnculo y un cuerpo con forma de cáliz terminado en cinco brazos muy ramificados. En la fotografía se observan fragmentos del pedúnculo.

Debemos fijarnos en las litologías. Antes que nada, se tracta de una roca sedimentaria, metamórfica o ígnea?
¿La rocas presentan planos? ¿son los planos paralelos entre si?
 

Primer afloramiento que encontramos en el camino de Can Oliveres.

Vamos a intentar reconocer la/s textura/as de las rocas del afloramiento.
 

Detalle de las litologías que podemos encontrar: brecha (izquierda) y arenisca (derecha), procedentes de una grava y una arena, respectivamente. En las areniscas podemos observar unos granos muy brillantes, que no son más que clastos de unos minerales que originariamente se forman en algunas rocas ígneas: las micas. Como veremos más adelante, estas brechas, areniscas y lutitas que tienen un color rojizo, en la literatura geológica se conocen como facies Buntsandstein, una denominación del Triásico germánico que significa "Arenisca roja".

Estas litologías corresponden a brechas y areniscas de las fácies Buntsandstein. Vamos a seguir desplazandonos por el camino hasta encontrar de nuevo las rocas del Devónico. En la fotografía están coloreadas en rojo las facies Buntsandstein y en verde claro el Devónico. Podemos observar como el Devónico está muy plegado y el Triásico sólo está ligeramente basculado. ¿A que puede ser debido?. Estamos delante de un contacto discordante, pues observamos dos unidades que no son "concordantes".
 

Fotografia de un afloramiento a unos 180 metros del anterior. En la fotografía de la izquierda están interpretadas en rojo las facies Buntsandstein y en verde claro el Devónico.

Llegamos a una curva con una barandilla en el camino y unos bancos de piedra. Aquí aparecen unas "nuevas litologías". Vamos a explorar los 50 metros siguientes (para ello se puede utilizar el material complementario del itinerario). En la imagen que sigue vemos la sucesión de varios tipos de rocas.
 

Las rocas de la derecha son las del Devónico, pero las representadas en verde y fucsia son distintas. ¿Que rocas son?. Podemos continuar viendo el afloramiento durante unos metros y después volver a este. El ejercicio que se encuentra en los "Materiales complementarios", nos puede ayudar a comprender este afloramiento. Si observamos los materiales de la imagen de arriba y la que siguiente, veremos que las texturas son particulares. La litologia de la roca coloreada en fúcsia, presenta una textura en granos, mientras que en la verde, no se observa grano alguno.

Prosiguiendo el camino unos cincuenta metros, observamos nuevamente las mismas tres litologías anteriores.
 

Afloramiento comparable al anterior. Obsérvese el contacto del Devónico (izquierda) con las "nuevas litologías" (verde y fucsia) y que la disposicion de las tres litología está invertida respecto al afloramiento anterior.

Observando la roca vemos que en los materiales de textura en grano (fucsia), estos, son cristales de crecimiento. Los materiales sin grano (verde) se encuentran entre los anteriores y el Devónico. La textura con cristales de crecimiento nos indica una roca ígnea (magmas cristalizados lentamente en el interior de la T) y la textura sin granos, el borde de enfriamiento de esta misma roca intrusiva y el encajante (el Devónico). Una observación de campo nos avala esta hipótesis: el contacto entre el borde de enfriamiento y el encajante Devónico es neto, mientras que el contacto entre el borde de enfriamiento y el resto de la roca intrusiva es transicional. Además, en estos dos tipos de roca no se observa una característica habitual en rocas sedimentarias como es la presencia de estratificación.
 

Imágenes de detalle de la textura sin apenas grano del borde de enfriamiento (izquierda) y de la textura con grano correspondiente a cristales de crecimiento (derecha). Los minerales que se pueden observar son cuarzo (Q),feldespatos potásicos como las ortosas (F), mica negras o biotita (B) así como una masa vítrea o microcristalina (M). En el afloramiento, las biotitas presentan vistosos critales de sección hexagonal.

Mineralizaciones en el Devónico
 

Las mineralizaciones blancas que rellenan fracturas en este afloramiento estan compuestas principalmente por sulfato de bario (baritina o barita) así como algunos carbonatos y sulfuros de cobre (malaquita y calcopirita , respectivamente).

Este conjunto de afloramientos muestran las facies Buntsandstein en una posición intermedia de su sucesión (en la parada anterior se veía la base). Los colores rojizos se deben a la alteración de minerales de hierro como la hematites.
Estas rocas son el resultado de la sedimentación en medios fluviales. Estos materiales han tenido un uso tradicional muy extendido en gran parte de Catalunya como piedra o rueda de afilar.

¿Cual es la litología dominante? ¿El afloramiento es homogéneo o se observan algún tipo de discontinuidades correspondientes a límites de capas?
Cada capa estará limitada (en base y techo) por planos horizontales o subhorizontales (si las capas no han estado deformadas).

Obsérvese el interior de algunas capas. ¿Se reconoce algún tipo de estructura, o la capa es masiva? En el interior de muchas capas aparece la laminación cruzada (esta se caracteriza por tener una orientación no paralela con los límites de la capa). Siguen varios ejemplos.
 

Diferencia entre estratificación (1) y laminación (2).

Existe una relación de la laminación cruzada con el techo y la base de la capa. A techo las láminas quedan truncadas y en la base son mas tangenciales y con una leve convexidad hacia abajo.
 

Relación estratificación - laminación. Obsérvese como en algunos casos los limites de las capas pueden no ser perfectamente paralelos entre sí.

La laminación cruzada se produce a distintas escalas. Generalmente conlleva límites ondulados de las capas (foto anterior y siguiente a la izquierda).
 

[Derecha: Ondulaciones o "ripples" (no se reconoce la laminación pero sí el techo ondulado de la capa). Izquierda: techo de capa con laminación cruzada (mitad inferior de la imagen). Se observa como las láminas quedan truncadas por el plano del techo de la capa.

Este conjunto de afloramientos son un auténtico museo de estructuras sedimentarias. En este mismo afloramiento se agrupan varias de las observaciones que se pueden realizar en esta parada.
 

Afloramiento junto a la carretera en una pequeña cantera.

La parte baja de este afloramiento está constituida por rocas sedimentarias que se erosionan y meteorizan con facilidad, pues están débilmente cimentadas. El análisis de cerca no nos permite reconocer el tamaño de grano, pues se trata de lutitas. Sin embargo, en la parte media y superior del afloramiento, observamos capas suavemente inclinadas de una roca más resistente a la erosión y la meteorización. El tamaño de grano nos indica que son areniscas.
Observando las areniscas identificaremos la estratificación levemente inclinada. Los contactos entre capas son generalmente planos, pero la base del conjunto de las areniscas también?
Este contacto entre las areniscas y las lutitas es ondulado. Se trata de la erosión producida por el encauzamiento de los ríos que aportaron los sedimentos que actualmente vemos convertidos en las rocas de las facies Buntsandstein.
 

Base erosiva en las areniscas de las facies Buntsandstein.

El color de las rocas viene muy influenciado por los minerales que contiene. Generalmente los colores rojizos se deben a minerales ricos en hierro (óxidos, hidróxidos, etc.). Cambios puntuales en la textura o composición del sedimento original, generan condiciones reductoras que dan lugar al cambio de coloración. El origen de estos cambios de color a veces está relacionado con modificaciones edáficas del sedimento original.
 

Ejemplo de cambios de coloración en al afloramiento que se visita.

El Muschelkalk inferior está formado por rocas muy resistentes a la erosión: forman un escarpado bien diferenciado de los materiales (más fácilmente erosionables) que tiene por debajo (facies Buntsandstein) y por encima (Muschelkalk medio). La imagen corresponde al corte que vemos en la carretera pero visto desde el lado sur del valle.br />

Estratos de calizas y dolomías. En detalle, se pueden observar fracturas que pueden estar afectadas por procesos de disolución.

En la parte más baja de esta unidad, se observan algunas laminaciones en calizas justo por encima de las facies Buntsandstein.
 

Detalle de un afloramiento al pié de la carretera.

Alternancia de lutitas versicolores al lado del camino, pasada la iglesia de Sant Pau de Montmany.

El techo del Muschelkalk superior, al ser carbonatos resistentes a la erosión, da lugar a unas superficies estructurales, formando cerros cuyas vertientes oriental y sur están en las infrayacentes facies del Muschelkalk medio. En el llano desarrollado en el techo de estos cerros se encuentran un conjunto de casas como la de la parada, el Romaní y la Casa Blanca. La superficie estructural del techo de los cerros tiene gran extensión entre torrentes pero en estos es muy estrecha. Por encima de las facies del Muschelkalk superior se observan unos terreros (badlands) desarrollados en materiales rojizos, fácilmente erosionables que pertenecen al Paleoceno- Eoceno.
 

[Vista del cerro con techo llano del Muschelkalk superior. A la derecha se divisa el Castell de Montmany, situado encima del Paleoceno-Eoceno. Las casa blancas del extremo derecho están justo en el Muschelkalk superior.

La vista que se observa permite una excelente situación geográfica. Al este se observa el macizo del Montseny y el valle del río Congost, que pasa por el Figaró y confluye con el río Besós en la llanura del Vallès, que observamos al sur. Hacia el norte, el horizonte nos podrá revelar los Pirineos. Hacia el noroeste, los escarpados de els Cingles de Bertí forman una imponente muralla de rocas que se observarán más adelante. Mirando hacia el norte y a nuestros pies, la vertiente norte del Torrent de l'Obac o de Maries, es un compendio de gran parte de las paradas hasta ahora realizadas.
 

Vista hacia el norte e interpretación geológica del paisaje para delimitar las unidades litológicas. 1: Vista del paisaje, 2: Esquema de las zonas aflorantes (rosa) y de las zonas con vegetación (verde), 3: identificación de unidades a partir de los afloramientos, 4: Extrapolación de las unidades. B: Buntsandstein, M1, M2 y M3: Muschelkalk inferior, medio y superior, respectivamente. T1, T2, T3: Terciario 1 (Paleoceno-Eoceno), 2 y 3 (Eoceno), respectivamente.

Una vez interpretado el paisaje, intentaremos deducir en qué unidad estamos. Primero debemos ver de qué litología se trata y si es el único grupo de rocas que la presenta. Por ejemplo, las facies Buntsandstein y Muschelkalk medio, presentan las mismas facies, o también son similares entre sí las facies Muschelkalk inferior y superior. Para obtener la respuesta podemos realizar el ejercicio complementario a esta explicación.
 

Orientación de los estratos en la torre del Santuario de Puiggraciós. Sobre la pizarra blanca se ha representado la dirección de capa en rojo y la línea de máxima pendiente en verde.

Esta parada también nos permite identificar algunas unidades geológicas y orográficas en el paisaje. A nuestros pies observamos la depresión del Vallès (Cuenca del Vallès-Penedès) y los relieves adyacentes al litoral al fondo. De izquierda a derecha observamos los relieves de las sierras litorales de el Montnegre, Corredor y Collserola (adyacente a Barcelona). En el extremo izquierdo de la imagen, la población que se divisa es la Garriga. En días con buena visibilidad, podremos ver el mar.
 

Vista hacia el sur desde el Santuario de Puiggraciós.

Afloramiento de areniscas en la curva de la parada.
 

Los estratos de esta unidad se presentan inclinados.

En este afloramiento se ven rocas bien estratificadas pero, ¿la orientación es la misma para todas ellas?
 

Pared del afloramiento justo antes de llegar al Collet de Can Tripeta.

Mirando hacia el oeste, en el horizonte se divisa la Mola y el Montcau a la izquierda y derecha, respectivamente (parque natural de Sant Llorenç del Munt). En el extremo derecho observamos los Cingles de Gallifa. La población de la parte central izquierda es Sant Feliu de Codines. Todos los relieves que observamos (excepto la vertiente del primer término) son del terciario de la Cuenca del Ebro (Paleoceno y Eoceno).
Este punto está en la divisoria de aguas del valle de los ríos Tenes y Congost, al oeste y este, respectivamente. Ambos ríos son afluentes del Besós..
 

Vista del paisaje hacia el oeste desde el Collet de Can Tripeta.
 

El Paleoceno-Eoceno (en realidad su parte basal sería claramente paleocena) empieza básicamente con dos tipos de roca. Uno es de color rojizo (es uno de tipos de roca que hemos visto, por ejemplo, en la parada 4), ¿reconocemos grano en esta roca?. En las rocas que no son rojas, se observa grano?, en tal caso, ¿qué forma y composición tienen los granos?
¿Cual es la orientación de los estratos?
 

Afloramiento a la derecha del camino donde este inicia su ascenso hacia els Cingles de Bertí al norte. Corresponde estratigráfica y topográficamente a la parte más baja del Terciario 1.

En las lutitas de color rojizo se observan unas estructuras verticales que son una alineación de nódulos calizos debidos a procesos edáficos (presencia de vegetación y formación de suelos). Ello sería un indicador general de que se trata de rocas formados en un ambiente continental.
 

Nódulos edáficos verticales en el Paleoceno justo al este del Collet de Can Tripeta.

En las lutitas rojas del Paleoceno-Eoceno pueden encontrarse algunos fósiles de Vidaliella gerundensis (Vidal, 1883), un gasterópodo pulmonado fósil habitual en el Paleoceno continental de Catalunya.
 

Dos vistas del gasterópodo pulmonado Vidaliella gerundensis (Vidal, 1883) del Paleoceno del Collet de Can Tripeta.

Observación de las unidades del Eoceno en el paisaje de els Cingles de Bertí y de las rocas aflorantes al lado del camino.
 

Arriba: els Cingles de Bertí en el sector de Puiggiró (diedro del escarpado a la derecha) y Grau Mercader (parte superior central). Se observan las tres unidades de paisaje: (1) vertiente inclinada cubierta de vegetación (donde hay un camino, vemos que los materiales son de color rojo), (2) escarpado que forma una franja relativamente estrecha de color rojizo, que aflora de manera discontinua entre la vegetación, y que está adosada a la pared principal de els Cingles de Bertí (3) de color grisáceo y ocre. Abajo: se presentan estas tres unidades de paisaje coloreadas, que a su vez son las unidades geológicas que denominamos Terciario 1 (Paleoceno-Eoceno) en rojo, Terciario 2 (Eoceno) en ocre y Terciario 3 (Eoceno) en azul.
 

Afloramientos del margen derecho del camino de subida y que se corresponden estratigráfica y topográficamente a la parte media del Terciario 1.
Esta roca, ¿los granos que la forman, pertenecen a algún tipo roca que ya hemos visto? ¿Son todos los granos iguales?, ¿están los granos en contacto entre ellos o están sustentados por una matriz?
 

Detalle de la parte media del Terciario 1
 

Afloramientos del margen derecho del camino de subida, en la parte estratigráfica y topográficamente más alta del Terciario 1.
Esta roca, ¿los granos que la forman, pertenecen a algún tipo roca que ya hemos visto? ¿Son todos los granos iguales?, ¿están los granos en contacto entre ellos o están sustentados por una matriz?
 

Detalle de la parte superior del Terciario 1

Los granos de esta roca: ¿son angulosos o redondeados?, ¿que composición tienen? (rocas ígneas, metamórfica o sedimentarias) ¿presentan matriz? y en su caso ¿como es ésta?
 

Afloramiento al lado del camino, subiendo a la derecha.

El Terciario 3 (Eoceno) en els Cingles de Bertí. Estas rocas tienen una gran distribución por todo el eoceno marino de Catalunya. Si observamos el afloramiento, descubriremos una gran diversidad litológica. Escarpados similares pueden observarse en las zonas de Tavertet, la Cinglera del Far, els Cingles de Sant Roc, etc., todos ellos de gran espectacularidad.
 

Estratos del Eoceno marino (areniscas, conglomerados, calcarenitas y margas) en el camino de acceso al Puiggiró.

En el Terciario 3 encontramos abundantes fósiles que nos indican tanto su edad como las condiciones de sedimentación de estas rocas. Uno de los fósiles más habituales, son los Nummulites, foraminíferos de aspecto externo parecido a una lenteja o moneda y que presentan una compleja estructura interna. También son abundantes los fósiles de  invertebrados como los bivalvos, gasterópodos (Velates sp.), erizos de mar, etc. Estas faunas nos indican claramente que estas rocas son el resultado de la acumulación de sedimentos en un medio marino costero.
 

Sección de la concha de un erizo de mar.
 

El camino que desciende hacia el sur va cortando los estratos de más modernos a más antiguos. La sección del corte de la carretera permite observar esta unidad que generalmente es muy inaccesible por los abruptos relieves dónde se encuentra.
 

Vista de la parte medio y superior de la sección. La torre contigua al santuario de Puiggraciós está en el extremo derecho de la imagen.

La parte superior de las “Calizas parcialmente dolomitizadas”, está representada por dolmicritas que tienen su origen en sedimentos carbonáticos atrapados por tapices microbianos.
 

Laminaciones en domo debidas a crecimientos de tapices microbianos.

En la parte superior de las “Calizas parcialmente dolomitizadas” (dolmicritas) se encuentran algunos nódulos de chert (silexita) de colores blanquecinos y/o negruzcos. Son el resultado de procesos diagenéticos.
 

Detalle de un nódulo de chert.

La parte media de las “Calizas parcialmente dolomitizadas” se caracteriza por la presencia de dolesparitas. La generación de dolesparita es mucho más destructiva con las estructuras sedimentarias de lo que lo es la dolmicrita.
 

En corte limpio, las dolesparitas tienen una textura como de azúcar. Si hay sol, sus cristales brillan de un modo parecido al azúcar.

La parte baja de las “Calizas parcialmente dolomitizadas” no está afectada por procesos de dolomitización y presentan una potencia de unos 15 metros.
 

Aspecto de las calizas del tramo “Calizas parcialmente dolomitizadas”. Se reconocen fácilmente por su evidente bioturbación.

La parte baja de las “Calizas parcialmente dolomitizadas” no está afectada por el proceso de dolomitización y en ella se hacen muy conspicuos los procesos de actividad orgánica por bioturbación. Esta se debe a invertebrados marinos y, en la literatura geológica, se conoce con el nombre de fucoides.
 

Detalle de las bioturbaciones (burrows) de las facies con fucoides. La matriz es de color amarillo y el relleno de la galería es de color grisáceo.

Las calizas y dolomías finamente laminadas (que también se ven en la parada 6) pueden observarse cerca de la base de la sección (contacto con las facies Buntsandstein).
 

Aspecto de detalle de las laminaciones de la unidad estratigráfica más baja de las facies del Muschelkalk inferior.

Esta parada permite observar un corte fresco del contacto entre las facies del Buntsandstein y del Muschelkalk inferior que ya hemos cruzado en la parada 6, pero que se hallaba cubierto por derrubios y vegetación. Los estratos más altos de las facies Buntsandstein se conocen en la literatura geológica como facies Röt, caracterizadas por la presencia de arcillitas versicolores (alternancia de colores rojizos y verdosos).

Vista general de las facies Röt (primer plano, a la izquierda) y las facies Muschelkalk del centro hacia la derecha.

En esta parada, los estratos se hallan plegados dando lugar a un sinclinal con el flanco sur invertido.
Estos pliegues son el resultado de las deformaciones alpinas compresivas que dieron lugar a la formación de los Catalánides (al igual que la estructura deducida en las paradas 10 a 12). A medida que nos desplazamos hacia el sur, nos acercamos a un frente de cabalgamiento relacionado con la formación de estos pliegues.
 

Pliegue sinclinal con un flanco invertido (estratos de la izquierda). En la parte superior derecha de la imagen observamos el núcleo del pliegue (ampliado en la imagen que sigue). En el flanco invertido se pueden observar interesantes estratificaciones y laminaciones cruzadas que nos sirven de criterio de polaridad para ayudar a interpretar la estructura.
 

Núcleo del pliegue observado en la parada. Al igual que la estructura mayor que lo engloba, el flanco de la izquierda (sur), está vertical o casi invertido.

Posiblemente sea necesario limpiar un poco el pequeño talud adyacente a la cuneta, para poder observar el Triásico (facies Buntsandstein) cabalgando sobre el Paleozoico (Granitoides). En la parte más superficial, éste Paleozoico acostumbra a estar muy alterado.
 

El Triásico (coloreado en rojo) se observa en la parte inferior izquierda y el Paleozoico (coloreado en amarillo) a la superior derecha. Entre ambos (coloreado en violeta) se encuentra el propio plano de cabalgamiento que en este caso está, representado por una estrecha zona de fractura.

Vista del afloramiento del talud de la carretera C-17 a la altura de Santa Eugenia del Congost.