Peñagorda, la verruga de Salamanca

Uno de los elementos de mayor impacto visual del oeste salmantino, a excepción sin duda de los fuertes encajonamientos fluviales de Arribes del Duero, es un gran montículo que resalta del paisaje predominantemente llano de la zona. ¿Cómo se formó? ¿Qué fuerza de la naturaleza pudo poner un bloque tan grande en su lugar? ¿Fue el hielo de la última glaciación el culpable? ¿Y qué elementos han sido capaces de modelarlo hasta adquirir su aspecto actual? En esta entrada vamos a dar respuesta a todas esas preguntas sobre Peñagorda, un monumento geológico de tal impacto que incluso da nombre al municipio en el que se encuentra: La Peña.

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El inselberg de Peñagorda es un enclave de especial interés geológico que da nombre al municipio salmantino en el que se encuentra: La Peña (autor: Daniel Hernández-Barreña).

Contexto geológico del enclave

A unos 88 km al noroeste de Salamanca capital tenemos el municipio de La Peña, una de las numerosas localidades de la Comarca de La Ramajería. Y si alguno se sorprende que no estemos hablando de la Comarca de Arribes del Duero (también conocida como Comarca de La Ribera) es porque La Peña no es ninguno de los siete municipios que la forman, aunque parte de su término sí está dentro del parque natural del mismo nombre. De hecho, el relieve de este municipio no tiene nada que ver con esos encajonamientos fluviales que antes hemos mencionado, ni los elementos geológicos que en él tenemos forman parte del geosite que define Arribes del Duero (Red fluvial, rañas y relieves apalachianos del Macizo Ibérico). Y es que en La Peña lo que tenemos es básicamente una superficie llana ligeramente alomada que se adscribe perfectamente a lo que conocemos como la penillanura salmantino-zamorana. Esta unidad geomorfológica, reconocida por el IGME como un lugar de interés geológico del antiguo inventario, resalta de manera espectacular cuando llegamos a las incisiones de Arribes, pero también es muy llamativa cuando la observamos desde lo alto de un relieve destacado como es Alto de Peña Horcada, que con sus 835 m de altitud es el punto más alto de la región.

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El encajonamiento fluvial del río Duero en Arribes en uno de los geosites reconocidos por el IGME por su belleza y su singularidad. Esta fotografía, tomada desde las cercanías del mirador del Fraile, en Aldeadávila de la Ribera (Salamanca), muestra muy bien el brusco desnivel de Arribes (autor: Daniel Hernández-Barreña).

Geológicamente La Peña se encuentra dentro del macizo Ibérico, la unidad geológica más antigua de la Península Ibérica, por lo que los materiales presentes no van a ser ni del Mesozoico ni del Cenozoico, sino del Paleozoico. E incluso tenemos algunos que son todavía más antiguos, del Precámbrico. Se trata de rocas metamórficas y rocas ígneas prevariscas, es decir, rocas formadas antes de que se formara Pangea a finales del Paleozoico. Los materiales metamórficos son por lo general ortogneises y metasedimentos preordovícicos sobre los que se encuentran rocas siliciclásticas ordovícico-carboníferas de origen marino, en ocasiones con intercalaciones de lo que creemos fueron capas de origen volcánico. Todas estas rocas están metamorfizadas durante la Orogenia Varisca y forman actualmente parte de una megaestructura domática finivarisca que conocemos como el Domo  Gneísico del Tormes, de gran interés geológico. Por su parte, las rocas ígneas presentes son en su mayoría cuerpos graníticos (granitoides) de diferente composición química y mineralógica, de entre los que destacan por su abundancia los granitos porfídicos, algunos biotíticos y otros de dos micas (biotita y moscovita). Debemos recordar que la textura porfídica es la que tenemos cuando hay dos tamaños muy diferenciados de cristales, el mayor siempre definido por grandes fenocristales de feldespato potásico, que es lo que encontramos en el granito del Macizo de la Presa de Aldeadávila, que en el pasado fue empleado para tallar las tumbas medievales de El Encinar. A todos estos materiales, ígneos y metamórficos, debemos añadir la cubierta terciaria, que salvo en contadas excepciones es de poco espesor y no cartografiable, aunque en algunos lugares podemos tener materiales de mayor entidad.

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Imagen en detalle del granito porfídico de la presa de Aldeadávila, en la que se puede apreciar un fenocristal de feldespato de gran tamaño (autor: Daniel Hernández-Barreña).

Un inselberg rosado

Cuando estamos ante un relieve aislado que resalta de la superficie de los alrededores decimos que estamos ante un elemento geomorfológico que recibe el nombre de inselberg (o Monte-Isla). Cualquiera que haya visto Peñagorda, ya sea en fotos o mucho mejor si ha sido en persona, sabe que esa descripción se ajusta muy bien a este elemento geológico, y es que efectivamente estamos hablando de un inselberg, y más en concreto un inselberg domático. Pero Peñagorda no es un Monte-Isla cualquiera sino que se trata de un relieve residual, una estructura que por sus características físicas y químicas ha resistido a la acción de la erosión mucho más que los materiales que teníamos a su alrededor, de manera que con el paso del tiempo ha ido quedando como un resalte topográfico de 41 m de altura y 71 m de diámetro que alcanza una altitud máxima de 735 m. ¿Pero cuál fue su origen?

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Imagen de la pared de roca del inselberg, en la que se aprecia una importante cavidad provocada por la acción erosiva del viento (autor: Julián Bécares Pérez).

Hace 320-310 Ma (millones de años) se estaba formando Pangea y en la colisión continental se produjo una actividad magmática importante que no dio lugar a volcanes en superficie sino al desarrollo de rocas plutónicas en profundidad. Fue así como a una temperatura de 600-850 ºC y una presión de 1 kbar (que en líneas generales podríamos decir unos 3 km de profundidad) empezaron a cristalizar varios cuerpos graníticos con textura porfídica y una clara orientación preferente de sus cristales alargados o de capas biotíticas. Pero no solo tenemos rocas plutónicas en la zona, ya que al tiempo que estas se formaron también se produjeron rocas filonianas, como son las pegmatitas (grano grueso) o las aplitas (grano fino), y de cuyo origen no vamos a hablar en esta entrada. Los granitos de esta edad son muy habituales en el oeste salmantino y en el  Sistema Central, donde los vemos en superficie y no a los 3 km de profundidad en los que se formaron, por lo que es evidente que desde su formación ocurrieron muchas cosas que les han llevado a estar en superficie. Pero antes de entrar en ese detalle tenemos que retroceder de nuevo a la Orogenia Varisca, concretamente a las últimas etapas de la misma.

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Ejemplo de un berrocal del Sistema Central, con grandes bloques graníticos erosionados y con formas a veces caprichosas (autor: Daniel Hernández-Barreña).

Hace 300-250 Ma la orogenia aún no había terminado y esos plutones que seguían en profundidad experimentaron una alteración tardivarisca muy importante, fruto del paso de una serie de fluidos hidrotermales que se encontraban a unos 400º C. De esta manera la roca original, con una composición de más del 20% de cuarzo, sufrió un proceso de pérdida de cuarzo (decuarcificación), hasta convertirse en una roca muy diferente, porosa y con apenas el 5% de cuarzo. Pero las alteraciones no solo afectaron al cuarzo, que acabó precipitando como un nuevo cuarzo que ahora vemos rellenando huecos o formando venas y pequeños diques, sino que prácticamente todos los minerales de la roca original se vieron alterados. Así es como las biotitas (negras), perdieron parte de su hierro y se transformaron en cloritas (verdes) en un proceso que llamamos cloritización, mientras que las plagioclasas cálcicas perdieron parte de su calcio y se transformaron en plagioclasas sódicas (feldespatización). De esta forma podemos decir que esta alteración hidrotermal conllevó cambios en los tres minerales principales de un granito: cuarzo, feldespato (plagioclasa) y mica (biotita), pero también trajo la formación de minerales completamente nuevos, como son las epidotas (a partir del calcio y el hierro sobrantes) y los óxidos de hierro que impregnan la roca y le dan su característico color rojizo-rosado. A esta nueva roca, resultante de esta alteración hidrotermal que llamamos episienitización, la denominamos episienita, y no debemos confundirla con el término de sienita, que es otro granitoide muy similar en cuanto a su color y su mineralogía, pero no en cuanto a su origen. Porque una sienita cristalizó originalmente así, mientras que una episienita es el resultado de una alteración hidrotermal (el prefijo epi- nos indica ese parecido). Cuidado con esto porque en varios sitios indican que Peñagorda es una sienita (incluso en wikipedia aparecía hasta hace poco).

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Detalle de la episienita de Peñagorda en la zona de contacto entre un dique episienitizado (abajo) y la textura más «granulosa» del propio granitoide (autor: Julián Bécares Pérez).

Ahora ya sabemos cuáles son las peculiaridades composicionales de Peñagorda, pero sin darnos cuenta nos encontramos con una incongruencia que debemos resolver. Y es que las episienitas son más deleznables que los granitos originales, por lo que si aplicamos la lógica tenemos que Peñagorda debería haberse alterado más que el resto de materiales circundantes. Entonces, ¿por qué es la episienita lo que resalta en el paisaje y no al revés? Para ello debemos volver a retroceder en el tiempo, pero ya no iremos a la Orogenia Varisca, sino que nos quedaremos en el Cenozoico para ver las fases principales de la Orogenia Alpina. Y es que no debemos olvidar que desde la formación de los granitoides, y su posterior episienitización en algunos de ellos, los agentes erosivos continuaron haciendo su trabajo en superficie, desmantelando poco a poco esos 3 km de materiales que los separaban de la superficie. Según el principio de isostasia, cuando quitamos peso por erosión el terreno se eleva un poco, de manera que cuando repetimos este proceso durante millones de años acabamos por tener el afloramiento de cuerpos que originalmente se formaron a cierta profundidad. Pues volviendo a la Orogenia Alpina, en este nuevo evento orogénico se desarrollaron varias fracturas que afectaron a Peñagorda, algunas favorecidas por la presencia de esos diques que ya existían y que, en algunos casos, estaban rellenados por cuarzo (muy resistente). De esta forma las diaclasas y los diques pudieron actuar como un esqueleto que reforzó la roca, haciendo que lo que debía erosionarse primero aguantara los envites de los agentes erosivos y lograra “sobrevivir” más que la roca circundante.

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Esquema simplificado del inselberg episienítico de Peñagorda, indicando las direcciones de las principales fracturas, diaclasas, pegmatitas y filones de cuarzo (López Moro y López Plaza, 2005).

Actualmente Peñagorda sigue sufriendo la erosión por diversos agentes, de entre los que destaca la meteorización biológica que resulta de la colonización vegetativa de la roca, ya que las raíces de las plantas van profundizando cada vez más en ella y produciendo grietas que van creciendo y que pueden acabar por romperla (hay algunos árboles en lo alto de Peñagorda que de hecho amenazan con producir esto). Pero sin duda el agente erosivo principal de la actualidad es el viento. Los vientos dominantes de la zona han modelado Peñagorda de manera que desde lejos podemos apreciar que tiene un perfil del todo asimétrico, con la pared que da al sur más vertical que la que da al norte, de pendiente más suave. De hecho, en esta pared sur es donde tenemos un gran ejemplo de lo que es la erosión eólica, ya que esos vientos dominantes han logrado horadar numerosos agujeros de distintos tamaños, un elemento geomorfológico al que llamamos tafonis y que podemos ver muy bien en la imagen de abajo.

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El viento tiene un enorme poder erosivo que en ocasiones genera cavidades de diversos tamaños que reciben el nombre de tafonis. En estas dos imágenes podéis ver algunos de los espectaculares ejemplos de tafonis que han afectado al inselberg de Peñagorda, y que han sido especialmente intensos en su cara más meridional (autor: Julián Bécares Pérez).

Interés cultural

Es indudable que un elemento orográfico tan destacado en el entorno como es Peñagorda va a tener un impacto en las poblaciones que viven o han vivido cerca de él, y en ese aspecto nuestro inselberg rosa no decepciona. No solo le da nombre al municipio en el que se encuentra, sino que además es tradición en él subir a comer el hornazo (comida típica de Salamanca) a lo alto del relieve el segundo lunes después de Pascua, donde hay varios pozos en los que se acumula agua durante el invierno. También ha sido lugar preferido por escaladores, hasta que el deterioro ha empezado a poner en riesgo la estabilidad del enclave (ahora ya no se pueden insertar nuevos anclajes, pero sí escalar usando los que ya existen). En cualquier caso, dado lo que supone Peñagorda en el entorno, muchos arqueólogos creen en la posibilidad de que existan pinturas rupestres o petroglifos en sus paredes. Por desgracia la acción erosiva del viento es muy fuerte y eso hace muy difícil que cualquier vestigio de actividad humana de un pasado remoto haya quedado preservado hasta la actualidad, aunque yo también creo que seguramente los hubo en su momento. En cualquier caso, y aunque no tengamos indicios de esa época pasada reciente, siempre nos queda visitar Peñagorda y disfrutar de «La Gran Verruga del Parque Natural de Arribes del Duero».

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Cara sur de Peñagorda, un relieve residual que ha resistido a la erosión por sus características físicas especiales (autor: Julián Bécares Pérez).

Agradecimientos

Quiero agradecer para esta entrada las fotografías que hizo Julián Bécares Pérez, profesor titular del área de Prehistoria de la Universidad de Salamanca, cuando viajamos hasta Peñagorda junto a Gaspar Alonso Gavilán, profesor titular de Estratigrafía de la Universidad de Salamanca. La mayoría de las fotografías de esta entrada se tomaron esa interesante jornada llena de geoarqueología y geología, muchas de ellas tomadas por el propio Julián y que me han servido para poder ilustrar un poco mejor este resalte de gran interés paisajístico, científico y cultural que encontramos en el oeste salmantino.

Bibliografía

Caballero, J.M. (1999): “Modelización del proceso de episienitización (decuarcificación-albitización): formulación cinética y transporte advectivo en medio continuo“. Estudios Geológicos, 55, pp. 9-26.

Hernández Barreña, D.; Alonso Gavilán, G.; Bécares Pérez, J. y Martín Viso, I (2013): “Análisis geoarqueológico de las tumbas de El Encinar excavadas en el granito de Aldeadávila de la Ribera, Salamanca: Contextualización y protocolo de trabajo“. Studia Geologica Salmanticensia, 49 (2), pp. 87-134.

IGME: “CI064: El bornhardt de episienita de La Peña“. En Inventario de Lugares de Interés Geológico. Ver online.

López Moro, F.J. y López Plaza, M. (2005): “El Monte-Isla de La Peña (Salamanca): control litológico y estructural“. Reunión Ibérica sobre Patrimonio Geológico Transfronterizo del Duero. Interreg III A Sec. XXI,  acción 2.2, pósters, pp. 38-42.

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