Costa Vasca (VIII): Acantilados

1995/11/01 Estonba Mintxero, Mikel Iturria: Elhuyar aldizkaria

• Ekologia
• Geologia
• Hidrologia

En los últimos meses hemos hablado mucho de marismas y playas. A pesar de estos elementos tan importantes de nuestra costa, el conjunto de artículos que persiguen un mejor conocimiento de la costa vasca no puede concluirse sin el análisis del elemento geomorfológico que mayor extensión de costa ocupa. Este es el tema que trataremos en los siguientes números: acantilados.

Salvo el tramo de costa que va desde la desembocadura de Atturri, la costa arenosa de Landeta, hasta los primeros acantilados de Biarritz, la característica más destacable de la costa vasca es que está formada por acantilados de distintas edades y composiciones. En las bases de estos acantilados se abren numerosas playas al mar y sólo se cortan en las estribaciones de las rías que los ríos crean al final de los mismos.

Abordar el estudio de los secretos que guardan nuestros acantilados nos ayudará no sólo a conocer cuándo y cómo se formó Euskal Herria, sino también a comprender los fenómenos geológicos y biológicos que se siguen produciendo en la costa. No me negaréis, por tanto, que el tema sea interesante.

Formación de acantilados

La primera vez que se acerque a los acantilados de Euskal Herria será sin duda la fascinación inicial. Sin embargo, pronto se dará cuenta de que la mayoría de los acantilados, al igual que las páginas de los libros, tienen una estructura de estratos. También verá que estos estratos presentan una estructura pétrea denominada “FLYSCH”, creada por la alternancia material duro/material blando. Los materiales duros de los flysch suelen ser areniscas o calcáreas, mientras que los materiales blandos son arcillas o margas.

Si bien el origen de estas estructuras ha tenido que pasar muchos años y se ha tenido que descartar numerosas hipótesis, hoy en día está bastante asumido el origen de estas estructuras rocosas que se observan en nuestro litoral y en general en diferentes lugares del País Vasco.

Debemos retroceder en el tiempo para entender este fenómeno y volver al Cretácico, que se prolongó desde hace 145 millones de años hasta los 65 millones de años. En esta época, la actual Sierra Pirenaica y el País Vasco constituían la cuenca oceánica que separaba la península Ibérica de la placa de Eurasia. Los materiales erosionados por los ríos de la época se almacenaban en la plataforma marina y talud de la cuenca oceánica. Cuando estos sedimentos alcanzaban una elevada consistencia, se deslizaban por los cañones del talud y se producían desprendimientos de rocas y fangos submarinos conocidos como corrientes de turbidez.

Debido a las corrientes de turbidez, las turbiditas y las hemipelagitas (sedimentos que se mueven en las corrientes de turbidez) se asentaban sobre el fondo marino. El ritmo de implantación dependía de los tipos de sedimentos: al colgar los materiales más ligeros, los materiales más pesados (turbiditas) se colocaban primero y, mucho más lentamente, los más ligeros (hemipelagitas) sobre los anteriores.

En consecuencia, los sedimentos de los fondos marinos quedaban turbiditas y hemipelagitas en capas alternas. El origen de las actuales estructuras Flysch sería, por tanto, estas capas.

El prestigioso geólogo Bouma explicó que cada secuencia de material duro/material blando de Flysch puede considerarse como una capa, ya que es el resultado de una sola corriente de turbidez. Según Bouma, en cada una de las capas de material duro//blando se pueden distinguir cinco diferencias (ver imagen superior izquierda).

A todos estos fenómenos hay que añadir el llamado “hundimiento” geológico, es decir, la caída del fondo marino. Esta es la única manera de entender estos grandes depósitos de sedimentos.

A favor de esta teoría se han presentado numerosas pruebas y sin duda las más fiables son las paleontológicas. Por ejemplo, mientras en las areniscas de los flysch hay muchos microfósiles marinos en aguas de poca profundidad, las arcillas intercaladas presentan una gran cantidad de foraminíferos pelágicos de gran profundidad. Todos estos datos nos indican que tras las corrientes de turbidez el establecimiento de las primeras fue más rápido y el establecimiento de las segundas más lento.

No obstante, hay que decir que no todos los acantilados del País Vasco tienen la estructura Flysch, sino que también se pueden observar otras estructuras geológicas como las calizas de dólmenes. El resto de estructuras se comentarán más adelante.

Levantamiento de los Pirineos

Estos fenómenos se produjeron durante la estancia del País Vasco bajo el mar, pero con la entrada en el Terciario, que se prolongó desde hace 65 millones de años hasta los 2 millones de años, en el este, el levantamiento de los Pirineos iniciado en el Cretácico llegó a su parte occidental, que también comenzó a imponerse por encima del nivel del mar.

La razón de la subida de los Pirineos debe buscarse en el movimiento de la placa ibérica. Teniendo en cuenta la teoría de la tectónica de placas, en el período triásico, la actual península Ibérica estaba unida a la placa de Eurasia y por el sur a la placa africana desde la actual Bretaña. Durante el Jurásico, la placa africana comenzó a moverse hacia el este y con ella, alejándose de Bretaña, llevó la placa ibérica. Este proceso se prolongó hasta el Cretácico Superior, momento en el que se produjo el fenómeno contrario: La placa africana empujó al Ibérico contra el de Eurasia y como consecuencia de este impulso se produjo el levantamiento de los Pirineos.

Como consecuencia, lo que fue el mar durante mucho tiempo se hizo seco y apareció una nueva costa, dejando a los agentes erosivos las piedras que hasta entonces habían estado sumergidas.

Como consecuencia de este levantamiento, las capas de sedimentos se rompieron en diversas zonas, apareciendo fallas. Las fallas son de vital importancia para comprender la actual estructura de la costa vasca, ya que estas roturas provocan que los grandes compartimentos de roca caigan y los fuertes rozamientos que se producen en este paso elevan enormemente la temperatura de las piedras. Estas altas temperaturas provocan grandes cambios en las rocas y la aparición de regiones tectonizadas más erosionables para los agentes erosivos.Erosión de la nueva costa

Una vez levantados los Pirineos y todo el País Vasco, los fenómenos geológicos en esta región dieron una vuelta de 180 grados, ya que hasta entonces el área de sedimentación submarina se convirtió en costa, empezando a recibir la influencia de los agentes erosivos.

Sin embargo, hay que tener en cuenta que desde el levantamiento de los Pirineos el nivel del mar no se ha mantenido igual, ya que las glaciaciones del Cuaternario han influido notablemente en la línea de costa. Durante las glaciaciones, grandes cantidades de agua se congelaban en los glaciares, con lo que el nivel del mar retrocedía. En tiempos interglaciares, sin embargo, el hielo se derretía y el nivel del mar se elevaba.

Diversos estudios han demostrado que en épocas glaciares nuestra costa se situaba trece kilómetros por delante de la actual, con un nivel de agua entre 100 y 120 metros por debajo del actual. Este fenómeno ha influido directamente en la fisonomía de nuestra costa, que ha provocado la formación de los actuales cauces y rías costeras.

Según los geólogos, en los últimos 2 millones de años se han producido cinco glaciaciones y glaciaciones. Desde el más antiguo, los nombres que se han dado a las glaciaciones son: Donau, Günz, Mindel, Riss y Würm.

En la actualidad podemos decir que estamos en el período glacial posterior a la glaciación de Würm. Desde el inicio de este período glacial, los agentes erosivos han atacado constantemente la nueva costa.

Hay muchos agentes erosivos (oleaje, viento, lluvia, etc.) La erosión de las olas es la que más bruscamente produce en los acantilados. Debido a la acción del cajón, especialmente durante los días de tormenta, las piedras y rocas caen sobre las bases de los acantilados, donde se abren grandes agujeros con el paso del tiempo. Estos agujeros provocan que cuando las bases no son capaces de soportar el acantilado, el acantilado caiga y la costa retroceda. Además, en las caídas se acumulan más piedras y rocas en la base del nuevo acantilado; a medida que aumenta el fenómeno, la costa retrocede lentamente pero de forma continua.

Testigos de este retroceso son los valles que, por ser más rápida la erosión del mar que la del río, cuelgan el final de los arroyos en forma de cascada, así como las grietas denominadas plataformas de abrasión que quedan al descubierto en las bases de los acantilados durante las bajamares. Como veremos más adelante, estas plataformas de abrasión constituyen un “ecosistema intermareal” tan importante desde el punto de vista de la biodiversidad, la productividad y la originalidad.

Algunos de los agentes erosivos que afectan a esta plataforma de abrasión con vida en este ecosistema son moluscos lamelibrankios perforadores que perforan estas piedras para construir el habitáculo, especialmente del género Lithodoma, que inician una fase erosiva importante.

De hecho, al morir estos moluscos, los orificios que se hacen quedan vacíos y debido a la acción de las olas, las pequeñas arenas y piedras que entran en ella empiezan a aumentar los orificios. Gracias a ello, las rocas más grandes encuentran acceso y, finalmente, los agujeros ofrecen las condiciones de vida necesarias para otras especies de seres vivos de este ecosistema. En otras palabras, estos orificios son acuarios naturales costeros y su influencia se hará patente en toda la plataforma.

Erosión diferencial

Quien conoce la costa del País Vasco sabe que este fenómeno no se produce en todos los lugares al mismo ritmo, ya que en nuestro litoral abundan los elementos geomorfológicos menos erosionados respecto a los acantilados circundantes (cabos de Ogoño, Matxitxako o Higer; islas de Billano, Izaro o Urgul) y otros más erosionados (La Concha, Zarautz o Baiona), etc.

La explicación de estos fenómenos es la erosión diferencial de la costa. De hecho, los agentes erosivos costeros no afectan al mismo ritmo en todos los estratos geológicos de los acantilados. Por diferentes motivos, la erosión de algunos materiales es más fácil y, por tanto, el retraso más rápido en la costa da lugar a la creación de bahías, rías y elementos geomorfológicos de este tipo. Sin embargo, otros materiales son difícilmente erosionables por agentes erosivos, por lo que aparecen islas, cabos y elementos geomorfológicos de este tipo.

Tres son los factores que influyen en la erosión diferencial. Por un lado, tenemos la gran erosión de las regiones tectonizadas. Como se ha comentado al explicar el levantamiento de los Pirineos, las fallas generadas por el alzamiento provocan que desde la parte superior de los acantilados caigan grandes compartimentos de piedra. En estas caídas el rozamiento es muy intenso y se alcanzan altas temperaturas. Las altas temperaturas provocan cambios y hacen más erosionables las piedras locales con los agentes erosivos.

Por otro lado, la propia estructura del flysch influye directamente en la erosión diferencial. En zonas con estratos de material duro (areniscas o calizas) gruesos y blandos (arcillas o margas) finos, el desgaste del cajón será menor. Sin embargo, las regiones con estratos de material duro finos y gruesos de material blando son más móviles y la costa es más fácil de retroceder. Y por último, la aparición de estructuras rocosas especiales DIAPIRO en algunos aspectos de nuestra costa también influye. Los diapiros son rocas plásticas formadas por margas, arcillas y, a menudo, piedras magmáticas llamadas ofitas del Triásico que afloran a través de las piedras superiores.

Su característica más destacable es la elevada movilidad, por lo que en las zonas de diapiros se abren bahías o rías (Urdaibai, Bakio, Zarautz, Mutriku, etc.).

La costa que hoy conocemos es consecuencia de todos los factores y procesos mencionados. Ahora, volvamos al presente y estudiemos más a fondo nuestros acantilados.

Tramos de acantilados

Aunque existen grandes diferencias entre los acantilados, en la mayoría de los casos se pueden distinguir dos zonas:

• Plataforma de abrasión: como se ha mencionado anteriormente, la fuerza del tirón se concentra en la base de los acantilados, haciendo cada vez más grandes agujeros. Cuando las dimensiones de estos orificios impiden el sostenimiento del acantilado, éste se desprende y en su base se desarrolla una plataforma de abrasión dependiente de mareas marinas, testigo silencioso de los acantilados del pasado.
• Acantilado rocoso: es un acantilado rocoso que se alza perpendicularmente a la plataforma de abrasión. En él se pueden distinguir tres zonas diferenciadas: la primera es el acantilado más cercano al mar, que normalmente presenta pendientes de gran inclinación y soporta el efecto más violento del tirón; la segunda, situada sobre la última y con una suave pendiente de taludes y cornisas, y la tercera parte superior del acantilado. En este último, la pendiente del acantilado y la influencia del mar son insignificantes y el viento es el factor que más contribuye.