jueves, 28 de febrero de 2013

LA OREJA DE OSO

LA HISTORIA DE UN SUPERVIVIENTE

             Escondido en grietas y repisas de las gargantas y congostos del Pirineo y del Prepirineo, nos encontramos con un endemismo de la cordillera: la oreja de oso (Ramonda myconi).


             Su nombre común se basa en la forma de las hojas que, asociadas en forma de roseta, tienen una textura rugosa y pilosa. El nombre científico debe su origen al homenaje a dos estudiosos de la naturaleza pirenaica: el género Ramonda a Luis Ramond de Carbonières, el célebre fundador del Pirineísmo, y el nombre específico myconi al botánico catalán del siglo XVI, Francisco Micó.
             Desde el mes de mayo hasta agosto (dependiendo de la altitud) podemos observar las flores de este vegetal, con sus cinco pétalos morados y un halo central de tonos anaranjados.
 
 
             La oreja de oso, también llamada Ramonda de los Pirineos o hierba cerruda, presenta ciertas peculiaridades ecológicas:
-        Se trata de una especie eurihídica, lo quiere decir que, aunque vive en ambientes húmedos (roquedos calcáreos sombríos y frescos), puede resistir largos periodos de sequía (habituales en el prepirineo) mediante la deshidración de sus hojas, que se encogen y repliegan. Al volver las lluvias, la planta reverdece puesto que absorbe el agua a través de los pelos de las hojas, en un proceso parecido al que realiza el musgo.
-        Es un endemismo pirenaico, es decir, que su área de distribución se limita al Pirineo central y oriental, desde la sierra de San Juan de la Peña hasta Montserrat. Está presente en altitudes que oscilan entre 500 y 2.300 m. Es especialmente abundante en las sierras calizas de Guara, Ordesa, Cotiella, Peña Montañesa y Turbón.
-        Pertenece a la familia de las gesneriáceas, cuyas 3.200 especies son la mayoría tropicales y algunas subtropicales Existen otras dos especies del género Ramonda presentes en los Balcanes (R. nathaliae y R. serbica).
 
            Y también una historia asombrosa. La oreja de oso es un testimonio de la flora existente en la península Ibérica durante buena parte del Terciario, en una época más cálida y húmeda que la actual. Al producirse la crisis messiniense de hace 6,5 millones de años, en que se desecó el mar Mediterráneo y el clima pasó entonces a ser más continental y seco, la Ramonda, que hemos visto que está emparentada con especies tropicales, encontró refugio en las grietas y fisuras húmedas de las hoces pirenaicas (un lugar con poca competencia con otros seres vivos) y fue de las pocas especies que pudo sobrevivir a la extinción asociada a este cambio climático y a la consiguiente entrada de especies esteparias del este de Europa. Estamos pues ante un superviviente no sólo de la sequedad de la crisis messiniense, sino también de las bajas temperaturas de las posteriores glaciaciones pleistocénicas.
            Esta planta tiene un uso medicinal en infusión (que debe ser endulzada por su sabor amargo) como expectorante y antitusígeno en enfermedades respiratorias (resfiado y gripe).

martes, 26 de febrero de 2013

EL GLACIAR DEL MONTE PERDIDO

Testigo (y víctima) del cambio climático

Uno de los momentos clave o sublime, como se quiera ver, de la historia del Pirineísmo bien pudiera ser aquella en que Louis Ramond de Carbonières, el pionero de la conquista del Pirineo (su “inventor“, según el Conde Rusell) se asomara  al lago de Tucarroya desde la brecha homónima un 11 de agosto de 1797 para observar por primera vez de cerca esa enigmática y perdida montaña que creía la más alta de la cordillera y que abrazaba en su cara norte un glaciar en la que llamaba la atención sus poderosas cascadas de seracs (bloques de hielo que se forman en las pendientes glaciares).

La imagen sería la de la fotografía siguiente, aunque está claro que las cosas han cambiado en más de dos siglos, especialmente porque el glaciar ha sufrido una potente regresión.
 
 
El glaciar está escindido en dos partes (una superior y otra inferior), puesto que se sitúa en dos rellanos escalonados al pie del Monte Perdido (3.355 m.), que es la cúspide del macizo de las Tres Serols (las tres Sorores). Se trata de un macizo calcáreo correspondiente a la unidad pirenaica de las Sierras Interiores y es aquí donde alcanzan mayor desarrollo y altitud, debido a un apilamiento extraordinario de láminas cabalgantes.

Como observamos en la imagen siguiente, en torno a la cima del Monte Perdido (1) afloran las calizas paleocenas y eocenas, de tonalidad gris claro, que contrastan con las anaranjadas y duras areniscas calcáreas de Marboré, del cretácico superior, presentes del escalón donde está el glaciar inferior (3) y también en toda la plana de Marmorés.

En el Cilindro, de 3.328 m. (2), observamos también las calizas paleocenas sobre una base más amplia de areniscas de Marboré, aunque éstas afloran justo en la cima.

La disposición de estos materiales de distinta dureza en láminas cabalgantes superpuestas, ha generado los dos rellanos escalonados en donde se alojan las dos partes del glaciar: la superior (6,1 ha) y la inferior (35 ha) a una altitud que oscila entre los 3.160 y los 2.790 m. sobre el nivel del mar.
 

También llaman la atención los depósitos morrénicos siguientes:

1.      Morrenas del tardiglaciar (4), con grandes bloques erosionados por el actual torrente y colonizados por vegetales. Corresponden a una época fría posterior al último periodo glaciar (el Würmiense) y datan de hace algo más de 10 milenios.

2.      Morrenas de la pequeña edad del hielo (P.E.H, 5, 6 y7), correspondiente a un leve avance glaciar muy reciente (siglos XVII a XIX), por lo que están muy bien conservados y nos sirven de guía para conocer la extensión glaciar en tiempos históricos. El color grisáceo de los materiales de la morrena fronto-lateral (5) indica que proceden de las calizas paleocenas y eocenas de la zona somital y que llegaron al glaciar por procesos periglaciares. Contrasta con las morrenas laterales del glaciar E de marboré (6), ya con los tonos ocres y anaranjados de las areniscas cretácicas. La morrena de fondo (7), al descubierto por el retroceso glaciar en el último siglo presenta materiales de los dos tipos, pues ya se produce la gelivación de la base cretácica del glaciar inferior.
 
                Observando en detalle el glaciar superior, podemos visualizar la nieve estival de la zona de acumulación en proceso de transformación a hielo glaciar (8), y el movimiento del glaciar a través de los estratos plegados del hielo (9) y las grietas (10). 
 
 
             El glaciar del Monte Perdido lleva en regresión desde principios del siglo XIX, a causa del calentamiento de la atmósfera terrestre experimentado a partir de la revolución industrial, lo que lleva a pensar que es muy probable que el cambio climático derivado de aquel sea de origen antrópico.
Para conocer la extensión del glaciar al final de la P.E.H. tenemos las morrenas sobre el terreno, los escritos de Ramond, las magníficas acuarelas y precisos mapas de Schrader, y las fotografías de Briet, como la siguiente:

Aunque el retroceso glaciar ya estaba en camino en 1895, podemos observar que el glaciar tenía sus tres partes (superior, medio e inferior) interconectados mediante potentes cascadas de seracs. Además, la lengua de la parte de la parte inferior llegaba hasta el borde del Balcón de Pineta, a punto de precipitarse por el circo, como lo hace ahora el recién nacido río Cinca.

            Como se puede ver en el siguiente fragmento del mapa de Schrader (1874), el glaciar ocupaba casi la totalidad de la Plana de Marmorés (junto con el ya extinto glaciar del lago): sólo quedaba libre de los hielos el lago de Marmorés (Marboré), sus aledaños y un estrecho corredor que lleva al collado de Astazú. Su extensión total era de 218 hectáreas.

En el mapa actual (del IGN francés) podemos ver la reducción en extensión (aunque también en grosor y dinámica) que ha habido en casi siglo y medio:

1.      El antiguo glaciar (218 ha) se ha escindido en dos:
a.      El glaciar del Monte perdido con su parte superior (6.1 ha) y su parte inferior (35 ha), antigua parte intermedia.
b.      El glaciar este de Marboré, dividido actualmente en dos partes (7,6 y 12.2 ha)

2.      Los glaciares de Ramond, en las laderas del Pico de Añisclo (3.254 m.), se han convertido en heleros residuales (sin dinámica). Concretamente el antiguo glaciar NO (de 6.3 ha) pasa a ser un helero de apenas 2.9 ha, y el glaciar SO o de Arrablo (23.4 ha) se ha convertido en un helero de 4.2 ha y en su regresión ha generado el recién nacido ibón de Arrablo.


En el libro Photoclima de la organización ecologista Greenpeace, se atreven a dar una predicción para el año 2.050 del estado del glaciar, de persistir los actuales niveles de incremento de emisiones de gases invernadero y, por tanto, del calentamiento. Podemos observar que el glaciar e incluso el lago habrán desaparecido, por lo que es patente la sensación de pérdida (podríamos decir hasta patrimonial colectiva, no individual, pues el glaciar no pertenece a nadie en concreto).

 
El acceso a esta joya pirenaica con fecha de caducidad requiere un esfuerzo de casi 4 horas de ascenso desde el parador de Bielsa en Pineta. Pero su contemplación compensa de sobra la fatiga, especialmente si se camina de madrugada para ver el amanecer siguiente:
 

lunes, 25 de febrero de 2013

LA PEÑA DE GABÁS

              Ascendiendo por el valle del río Osia, una vez pasado Aragües del Puerto y llegando a las bordas de Labati, al abrirse el barranco de los Cambones en la margen derecha del río, destacan en un entorno de montañas alomadas, las verticales líneas de la Peña de Gabás.

           
           En la fotografía se aprecia el suave perfil de la Punta de Gabás (2.143 m.) detrás y a la izquierda del imponente relieve de la Peña de Gabás (1.946 m.). Gabás es un topónimo que se repite bastante en la cordillera Pirenaica y está relacionada probablemente con la palabra gascona gave o gava, que viene a significar “garganta o corriente de agua”. Es evidente que estamos en territorio de cascadas y rápidos.

            Los suaves relieves de “la Punta” corresponden a las turbiditas que se encuentran asociadas a las sierras interiores en su contacto con la depresión media pirenaica. También conocidas como flysch (palabra alemana que alude a su capacidad de deslizamiento), las turbiditas constituyen enormes acumulaciones (de hasta 4 km de espesor) de finos estratos alternos de areniscas (grano medio) y lutitas (grano fino). Se formaron en un ambiente de talud continental en el Eoceno (hace 50 millones de años) gracias a corrientes de turbidez que llevaban sedimentos de la plataforma continental por el talud hacia los fondos abisales, en donde se depositaban en enormes abanicos aluviales, primero los materiales gruesos (arenas) y después los finos (limos). Los sucesivos deslizamientos a lo largo del tiempo son los que van formando una serie regular de finos estratos alternos de areniscas y lutitas.

            Por otro lado, los verticales relieves de “la Peña” corresponden a una megaturbidita intercalada en el flysch. Se trata de la MT-3, es decir, la megaturbidita 3 o de Villanúa, consistente en un potente estrato calcáreo de grandes dimensiones y patente continuidad lateral. Estas megacapas se generaron a partir de deslizamientos de depósitos calcáreos arrecifales de la plataforma continental que cayeron por el talud hacia los abanicos aluviales mencionados anteriormente para colocarse sobre la serie turbidítica. En la zona se contabilizan hasta 8 de estas megacapas, siendo la MT-3 una de las más cercanas a las sierras interiores (y por tanto de las más antiguas) y también la de mayores dimensiones (de hasta 200 m de espesor).

            El levantamiento posterior de la cordillera pirenaica deformó los estratos de la MT-3 hasta su disposición vertical actual. Como además las brechas calcáreas de la megacapa son más competentes (es decir, resistentes a la erosión) que el flysch circundante, aquellas han quedado como relieves destacados sobre ésta, que presenta un relieve suave característico. Todo ello ha hecho que tanto la Peña de Gabás como el vecino pico Espelunguera presenten en su cara sur unas imponentes paredes de casi 150 m de caída.


La punta y peña de Gabás (izda) y el pico Espelunguera (dcha) desde las bordas de Labati
 
              Sobre las laderas situadas al pie de este singular fenómeno geológico se desarrolla un bosque mixto de carácter húmedo en que domina el pino royo (Pinus sylvestris) sobre un tapiz musgoso. Entremezclados con los pinos tenemos coníferas como tejo y el abeto, y plantas caducifolias como el haya, el quejigo, el arce y el avellano.
              Esta formación boscosa indica la existencia de un clima más lluvioso, con más nieblas, menor oscilación térmica y menor insolación, debido a que los húmedos vientos atlánticos apenas son frenados por las moderadas altitudes de estas montañas.
              En el fondo del valle se ubican las bordas de Labati, en donde el bosque se ha aclarado para dar origen a los prados de siega, imprescindibles para la alimentación invernal del ganado. En torno a los campos encontramos un árbol forrajero como el  fresno (Fraxinus exceslsior),  conformando así el mosaico vegetal propio de las zonas rurales de los valles del Pirineo.
 
 Amentos de avellano