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Cervera de Pisuerga: El corazón de la Montaña Palentina
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Monumentos en la Montaña PalentinaMonumentos

El Bosque Fósil

  • DirecciónRuta Senda del Bosque Fósil
  • LocalidadVerdeña
  • TipoPERMANENTE
Descripción
Bosque fosíl de Verdeña


Entorno geológico

La montaña palentina posee una gran variedad estratigráfica y estructural, lo que la convierte en una de las áreas más complicadas de toda la Cordillera Cantábrica, ya que aquí el haz de pliegues del mal llamado “Arco Astúrico” se cierra al máximo. Contiene una representación muy completa del Paleozoico, desde el Silúrico hasta el Pérmico, y el Mesozoico también se encuentra representado desde el Triásico al Cretácico, mientras que el Terciario de la Tierra de Campos está relativamente cercano. Dentro del Paleozoico, con un espesor acumulado de 13.000 metros como mínimo, se distinguen cuatro cuencas sucesivas, cada una con una configuración paleogeográfica diferente y con su historia propia de tectónica sin-sedimentaria y post-sedimentaria, contabilizándose para cada ciclo estratigráfico hasta 5.000 ó 6.000 metros de sedimentos. No todos los ciclos están representados completamente. Si bien se ve la relación con el conjunto del orógeno cántabro-astúrico (Zona Cantábrica de Lotze) para la mayor parte de las sucesiones estratigráficas reconocidas, existen también rasgos particulares del Paleozoico palentino. Sin embargo, esta región se adapta perfectamente a la forma general del haz de pliegues con sus cabalgamientos generalizados que en su conjunto constituye el “Arco Astúrico”, una megaestructura arqueada que se fue cerrando paulatinamente en varios pulsos tectónicos mayores que duraron hasta el Carbonífero más moderno, siendo así que solamente el Estefaniense C, el piso más alto de la Serie Estefaniense, forma parte de la cobertera pérmica y mesozoica. Es precisamente la montaña palentina la que muestra el cierre más completo de la estructura arqueada, con vergencias opuestas a los dos lados, norte y sur, de una línea de falla (Falla de Ruesga), que representa uno de los accidentes tectónicos más importantes, quizá el mayor de todos, en la estructura paleozoica de toda la Cordillera Cantábrica. Esta falla marca el lugar donde la rama norte del haz de pliegues y escamas tectónicas cabalga a la rama sur, con un traslado de varias decenas de kilómetros, representando un acortamiento muy considerable.

El primer ciclo estratigráfico abarca desde el Silúrico (la presencia del Ordovícico no ha sido confirmada) hasta el Langsettiense (Pensilvánico inferior) inclusive. A partir del Devónico medio se desarrollaron facies diferentes a los dos lados de la Falla de Ruesga, siendo así que al sur de la falla se registra un desarrollo parecido, si no idéntico, a las facies astur-leonesas, en continuidad con el norte de León, mientras que al norte de la falla se ha desarrollado la facies palentina, más lejana del área fuente para el Devónico medio a superior y con características también diferentes en cuanto al Carbonífero hasta una parte del Langsettiense inclusive. En su conjunto se han contabilizado del orden de 4.000 metros de sucesión estratigráfica para este ciclo que se cerró con una etapa de deformación tectónica muy importante, la Fase Palentina, cuya duración se ha podido determinar en menos de medio millón de años correspondientes a una parte del Langsettiense moderno. Fue en esta etapa que se produjo el cabalgamiento de la Falla de Ruesga, así como una serie de escamas tectónicas y mantos de corrimiento de bastante envergadura, todo lo cual se tradujo en una compresión grande con acortamientos importantes. Aunque resulta difícil calcular las dimensiones del acortamiento, el área fue probablemente comprimida a menos de una cuarta o quinta parte de su extensión original, produciéndose la compresión sobre todo en el sentido norte-sur. La deformación tectónica de la Fase Palentina afectó al norte de Palencia y a la comarca de La Liébana en el sur de Cantabria, así que la compresión más importante fue relativamente local. El depósito post-orogénico del conglomerado de Curavacas, con un espesor de 500 a 800 metros, y facies fluviales en el sur que pasan lateralmente a facies completamente marinas, incluso turbidíticas en el Norte, demuestra un levantamiento importante de un área en el sector sur y la formación de una cuenca de sedimentación en el área norte. En esta cuenca se depositaron unos 3.000 metros de sedimentos, primeramente turbidíticos y después deltaicos con lóbulos siliciclásticos entre los que había áreas de formación caliza. El lapso de tiempo implicado abarca desde el Langsettiense más alto hasta el Westfaliense D medio inclusive, lo cual equivale a una buena parte del Moscoviense en la cronoestratigrafia rusa.

A este ciclo siguieron los movimientos tectónicos llamados leónicos que no fueron compresivos sino distensivos, dando lugar a fallas normales que dividieron el área en bloques. En algún caso, como el de la Falla de Polentinos, tuvieron un desplazamiento vertical importante, del orden de 3.000 metros. Posteriormente, en el Westfaliense D más moderno, se instauró una cuenca sedimentaria con paleogeografía diferente, que duró hasta el Barrueliense temprano inclusive, es decir, el Estefaniense inferior. Esta cuenca, con un relleno de casi 6.000 metros de estratos, interesa directamente al tema de este capitulo, ya que el bosque fósil de Verdeña forma parte de la historia de esta cuenca post-leónica, también llamada palentina. Su historia es bien conocida, gracias al registro minucioso de las sucesiones estratigráficas correspondientes, medidas a escalas muy detalladas: 1:100 y 1:500, en distintas partes de la cuenca, lo cual ha permitido reconstruir buena parte de su paleogeografía. Un amplio resumen de la historia de la cuenca palentina fue publicado por Wagner & Winkler Prins en 1985. La cuenca palentina se inició en el Westfaliense D superior con pequeñas flexuraciones que se ven perfectamente dibujadas en caliza del Westfaliense D medio, del ciclo anterior, en la comarca de La Pernía. Luego se extendió la cuenca en un área de 40 kilómetros de anchura que estaba delimitada por fallas, siendo muy llamativo el borde oriental donde la Falla de Los Llazos funcionó durante todo el Westfaliense D superior como una falla sin-sedimentaria que separaba la cuenca siliciclástica de una plataforma carbonatada hacia el este. Esta falla dejó de funcionar en el Cantabriense inferior, cuando el borde oriental se incorporó paulatinamente a la cuenca sedimentaria siliciclástica, con un juego de fallas que fracturó la antigua plataforma carbonatada y que produjo un basculamiento de bloques con el consiguiente adelgazamiento de ciertas formaciones en la dirección del nuevo borde oriental de la cuenca. Al mismo tiempo, en el Cantabriense inferior, la cuenca se amplió hacia el oeste, con sucesivas posiciones diferentes del borde de cuenca e incluso un paleorrelieve con paleovalles con una incisión de hasta 150 metros rellenados. Estos paleovalles significan que hubo una movilidad tectónica sin-sedimentaria importante. Se confirma por la tasa de sedimentación muy importante, que se ha calculado, de forma aproximada, corno 2.000 metros por cada millón de años, lo que Implica un hundimiento importante de la cuenca de sedimentación. A mitad de los tiempos cantabrienses (Estefaniense inferior) la cuenca experimentó un aumento considerable del área de sedimentación hacia el norte, donde parece que llegó a la región de Valdeón, en el extremo nordeste de la provincia de León. Al mismo tiempo se estableció un nuevo borde oriental de gran movilidad tectónica, generando exo- y endo-olistolitos calcáreos en sedimentos lutiticos a los que siguieron turbiditas. El ciclo se terminó con sedimentos costeros, sobre todo de lutitas pero con intercalaciones calizas y deltaicas, llegando a formarse también alguna capa de carbón, y, finalmente, con estratos continentales aunque costeros con carbón, de edad barrueliense temprana.

Toda esta sucesión, de hasta 6.000 metros de espesor, fue plegada conjuntamente con la anterior, pre-leónica de unos 3.000 metros, en tiempos barruelienses durante la Fase Astúrica, cuyos efectos se extendieron sobre toda el área de la Cordillera Cantábrica. Un retazo de los estratos post-astúricos, de facies continental, y sobre todo fluvial en este caso, se ha conservado en el monte Peña Cildá, al oeste de Barruelo de Santullán. La discordancia astúrica, entre los estratos del Estefaniense B de Peña Cildá y del Barrueliense inferior de la cuenca minera de Barruelo, es total.    

El encuadre geológico del bosque de Verdeña

El osque carbonífero de Verdeña se sitúa al oeste de la aldea del mismo nombre, pedanía del Ayuntamiento de Cervera de Pisuerga (Palencia), y se encuentra desde el punto de vista geológico en el flanco norte del Sinclinal de Casavegas, en estratos verticalizados por el plegamiento acaecido en tiempos barruelienses. El bosque fósil está dentro de la Formación San Salvador, una formación deltaica que sigue a la Formación lutitica y caliza de Verdeña. Ambas formaciones pertenecen al Cantabriense inferior, es decir, la parte más antigua de la Serie Estefaniense, lo cual corresponde a una edad aproximada de 305 millones de años. Les sigue la Formación Brañosera, del Cantabriense superior, representada aquí por lutitas margosas con abundante fauna de lamelibranquios, gasterópodos y crinoides, etc. Esta formación geológica representa una transgresión marina de mucha envergadura, y marca una expansión considerable de la cuenca de sedimentación, probablemente al doble de su tamaño anterior.

La formación deltaica de San Salvador consiste en secuencias granocrecientes que empiezan con estratos marinos lutíticos y limolíticos para llegar finalmente a arenisca. Estas secuencias marinas representan lóbulos deltaicos que rellenaban el espacio disponible por el hundimiento paulatino de la cuenca, y que llegaban a alcanzar el nivel del mar con arenas en la parte más alta de la secuencia. Al llegar a este nivel se crearon las condiciones para que se estableciera una vegetación costera sobre el arenal. Posteriormnente, se produjeron los movimientos tectónicos sin-sedimentarios que hicieron posible la alta tasa de sedimentación, hundiéndose parte de la zona costera, probablemente por fallas normales, aunque también debieron influir procesos deltaicos por los que los lóbulos deltaicos iban cambiando de sitio.

Descripción del bosque carbonífero

El auge momentáneo de las explotaciones de carbón a cielo abierto durante la primera parte de la década de los años ochenta del pasado siglo, provocó que se hicieran excavaciones en el monte a todo lo largo del flanco sur de la Cordillera Cantábrica. En la montaña palentina se hicieron pequeñas excavaciones en varios lugares donde se extrajo el carbón. Una de estas explotaciones se situaba al oeste del pueblo de Verdeña, donde se extrajo una capa delgada de carbón al lado de una pared casi vertical de arenisca. Al descubrirse esta pared, aparecieron numerosas huellas de troncos y réplicas de las raíces de árboles. La posición vertical de la arenisca se debió al plegamiento de los estratos que se encuentran en un pliegue muy apretado, casi isoclinal, con el plano axial casi vertical. La excavación minera dejó al descubierto una pared de unos 180 metros de largo, con una altura de 5 a 12 metros, siendo la superficie suficientemente grande como para ver la distribución de las huellas vegetales y permitir su análisis. Hay que puntualizar que esta superficie de pared vertical no es la única que muestra huellas vegetales. De hecho, en el mismo lugar cerca de Verdeña, hay dos superficies más que muestran huellas parecidas, lo cual prueba que la misma historia se iba repitiendo, siempre en la misma posición al final de una secuencia deltaica, granocreciente. Sin embargo, las otras superficies no están descubiertas de forma tan extensa corno en la excavación grande que, por tanto, ha podido ser objeto del estudio paleobotánico-paleoecológico.

Las huellas más llamativas son de los aparatos radiculares de árboles pertenecientes a la Clase Lycopsida. Son impresiones perfectas de las bases arraigadas, con una forma cuadrada que obedece a la salida de raíces en cuatro puntos colocados simétricamente alrededor de la base del tronco. Estas raíces se dividieron casi enseguida dicotómicamente para crear ocho raíces mayores que se adentraron en la arena a poco ángulo, de forma subhorizontal y, que fueron, por tanto, muy someras. Estas se dividieron, a su vez, por varias dicotomías repetidas, resultando un aparato radicular extenso y poco profundo. Este tipo de raíces se llama Stigmaria y resulta casi idéntico para los varios tipos de árbol de la Clase Lycopsida de los tiempos carboníferos. Alrededor de cada raíz se encontraban las raicillas, con unos 20 centímetros de largo, y dicotomizadas, que se insertaban en una espiral densa. Son estas raicillas las que procuraron el anclaje efectivo del árbol, al penetrar el suelo, agarrándolo fuertemente.

Los aparatos radiculares (Stigmaria) que se observan sobre la pared expuesta, son de dos tamaños claramente diferenciados, y representan dos generaciones de árboles. La falta de tamaños intermedios significa que la primera generación, pionera en colonizar el arenal, no dejaba sitio para el desarrollo de las plántulas que se iban generando a lo largo de la existencia del bosque, y que la ocupacion del suelo era total. Hasta que los árboles de esta primera generación llegaron a desarrollar su tamaño máximo y a cumplir su ciclo vital, no había espacio para una nueva generación de árboles. La primera generación de lícópsidas muestra una cierta ordenación, a distancias de 2,5 a 3 metros entre los árboles, siendo así que la extensión de los aparatos radiculares determinó la distancia entre los árboles. Las Stigmaria llegaron a solaparse en la medida que la competencia entre los árboles vecinos fuese tolerable, permitiendo la extracción del máximo valor nutritivo de los escasos minerales presentes en el arenal (purificando la arena, claro está).

La segunda generación de licópsidas, con un tamaño de aparato radicular mucho más pequeño, se observa con una distribución más irregular El hecho de haberse podido establecer esta generación después de un intervalo sin colonización efectiva, y observando la distribución y emplazamiento de sus integrantes, permite deducir que la primera generación había muerto cuando las plántulas correspondientes a los árboles más pequeños tuvieron la oportunidad de desarrollarse. Esta segunda generación de árboles de Lycopsida arraigó donde pudo, y se nota que evitaron asentarse por encima de las raíces principales de Stigmaria de la primera, deduciéndose, pues, que los aparatos radiculares de la primera generación no se habían podrido totalmente cuando la segunda generación se desarrollaba.

Al lado de las huellas (réplicas) de los aparatos radiculares de Lycopsida aparecen las huellas, poco profundas, de troncos caídos. Éstos, por su tamaño, corresponden claramente a la segunda generación de licópsidas. La poca profundidad de estas huellas de tronco caído se debe, indudablemente, a que los tejidos de las licópsidas son, sobre todo, corticales, con sólo un pequeño cilindro de madera (sifonostela). Al degradarse los tejidos, el tronco colapsaba sobre sí mismo, aplanándose, lo cual explica la huella tan poco profunda. Uno de estos troncos aplanados muestra un rayado que permite identificar el árbol como perteneciente al género Sigillaria. El tronco recto, de 5 metros de largo, muestra una rama lateral en su parte superior que suponemos se haya preservado de forma bastante completa, ya que las Sigillaría se erguían como palos simples o con solamente una o dos divisiones en su parte más alta. La reconstrucción clásica de Sigillaría, debida a Hirmer, enseña una o dos dicotomías del tronco al final del mismo. Sin embargo, la huella del tronco de Verdeña enseña una rama lateral. Sin pretender que la reconstrucción clásica sea errónea, resulta evidente que las Sigillaría no tenían siempre la ramificación por dicotomía.

Esta segunda generación de licópsidas arbóreas no llegaría a concluir su ciclo vital, ya que antes de llegar al tamaño máximo (tal como enseña la primera) sobrevino una catástrofe que segó a los troncos separándolos de sus bases radiculares. El mismo evento arrasó las plántulas que dejaron su marca en varios lugares donde se agruparon en auténticos viveros.

Aparte de las bases de licópsida con sus aparatos radiculares in situ y los troncos caídos (de la segunda generación), se han observado así mismo huellas profundas de árboles que tenían abundante madera y que pertenecían a un grupo diferente de plantas. Un ejemplo de este grupo de árboles muestra una huella profunda con restos de carbón representando a la abundante madera y, lo que resulta de sumo interés, la base del árbol caído en conexión con sus raíces. En este caso se trata de un árbol que fue desarraigado, quedando con sus raíces al aire. Este comportamiento es muy diferente al que tuvieron las licópsidas, cuyos troncos fueron segados justamente por encima de las bases con aparato radicular que se quedarían in situ. Siendo así que el bosque de Verdeña se formó prácticamente al borde del mar, viene a la mente la interpretación de Cridland (1964) de algún representante del Orden Cordaitales como equivalente a los manglares de la flora actual. Las Cordaitales tenían parentesco con las coníferas, y poseían abundante madera. En el caso del bosque de Verdeña parece que los Cordaites constituían un elemento minoritario entre las licópsidas (Sigillaria) que predominaban netamente. No obstante, el examen atento de las huellas de troncos caídos enseña que más de un tronco aparece con la huella profunda que delata un árbol con abundante madera. Es posible, pues, que los Cordaites tuvieran una presencia más común de lo que un examen rápido dejara suponer.

Tanto el Cordaites desarraigado como los troncos de Sigillaria separados de sus aparatos radiculares (Stigmaria) se encuentran orientados aproximadamente en la misma dirección, con la particularidad de que el Cordaites desarraigado y el tronco de Sigillaria mostrando una ramificación están ambos con las bases y parte alta en la misma posición. Que esto no sea casual se confirma por la disminución de anchura de otros troncos que apuntan en la misma dirección. Queda patente que la causante del derribo de los árboles actuó en un sentido unidireccional. Hay dos posibles causas que vienen a la mente, que son (1º) una corriente fuerte de agua, o (2º) un viento huracanado. Optamos por una corriente de agua, ya que la superficie con las bases de licópsida y los troncos caídos no muestra evidencia de briznas vegetales, lo cual se explicaría mejor por la acción de una corriente de agua que se las llevaría. Además es notorio que la arenisca con los restos del bosque es el único término no marino de la secuencia sedimentaria. De hecho, sobre la capita de carbón que se encuentra por encima de la arenisca del bosque, se inicia otra secuencia marina, quedando en entredicho si el carbón mismo sea de facies continental o marina, por lo que se deduce que el mar no debe haber estado nunca muy lejos. También hay que considerar que el derribo del bosque implicó en este caso su destrucción permanente, ya que no se restableció. Un viento huracanado podría haber derribado los árboles, pero las plántulas se hubieran salvado, por lo menos en parte, y haber permitido una recolonización, cosa que no acaeció. Concluyendo, pues, que fue una corriente de agua la que acabó con el bosque, y dada su ubicación costera, resulta inevitable que el causante de la catástrofe fue una entrada súbita del mar. Teniendo en cuenta la tasa muy alta de sedimentación, y la movilidad tectónica que esto implica, debe concluirse que la entrada súbita del mar obedecería a una falla sin-sedimentaria que hundiría una franja de zona costera. Apoya esta hipótesis el hecho de que la corriente fuese unidireccional, ya que la mayoría de los troncos están orientados en el mismo sentido, con un paralelismo casi perfecto. Solamente los troncos más cortos, incompletos, se encuentran a veces con una orientación diferente. En un caso se ven tres huellas de tronco parciales, de las cuales sólo una está orientada como las de los troncos largos, mientras que los otros dos están situados a ángulo recto. Son huellas profundas que corresponderían a árboles con abundante madera, y resulta probable que se trate de trozos de troncos dc Cordaites que ya se encontraban caídos en el suelo cuando entró el mar y que la corriente los hizo rodar sin derribarlos, como era el caso de los troncos enteros orientados, probablemente, en el sentido de la corriente. El golpe de mar debió haber sido fuerte y la orientación preferente, unidireccional, excluye que haya sido un tsunami, ya que no hay evidencia de resaca.

Aunque la destrucción del bosque fue definitiva en el lugar que nos ocupa, la hipótesis de una falla sin-sedimentaria que hundiese la franja costera, implica que al otro lado de la falla la vegetación no estaría afectada. Se modificaría la línea de costa, convirtiéndose la parte hundida e inundada en un área de lagoon a donde iban a parar los restos vegetales (briznas) procedentes del bosque todavía presente al otro lado de la falla. Esto explicaría la presencia de la capita de carbón sucio que se encuentra por encima de la arenisca del bosque siniestrado (hoy día al lado de la arenisca verticalizada por plegamiento posterior).

La historia parece clara. A una colonización del arenal que se formó como término final de una secuencia deltaica, siguió una etapa de desarrollo de árboles de Lycopsida que cumplieron su ciclo vital al llegar a su tamaño máximo. Al dejar de existir la generación pionera, permitió que se estableciera otra generación de licópsidas, cuya pertenencia a Sigillaria se verificó en un solo caso de tronco caído. Esta generación no llegó a desarrollar todo su ciclo vital, ya que fue víctima de una entrada catastrófica del mar, ostensiblemente como consecuencia de una falla sin-sedimentaria que hundió una franja costera con bosque. La fuerte corriente de agua rompió las licópsidas (Sigillaria) justamente por encima de su base radicular que se quedó anclada en el suelo. Unos árboles con abundante madera (¿Cordaites?), que constituían un elemento minoritario en el bosque, fueron desarraigados por la corriente, quedando los troncos con sus raíces al aire. La movilidad tectónica de la zona hizo que esta historia se repitiera a menudo en la cuenca palentina, del Pensilvánico superior. El bosque de Verdeña constituye, sin duda, un punto de gran interés paleontológico y es por tanto digno de figurar en el catálogo de lugares de interés geológico de Castilla y León.

Patrimonio Geológico de Castilla y León
Rafael Nuche del Rivero (Ed.)
Enresa
Madrid, 2001.

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