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Introducción
La Torca de Bernallán
se encuentra en el
collado del mismo nombre a caballo entre los términos municipales de Calseca y
Arredondo (Cantabria). Es la cavidad más profunda, conocida en la vertiente
occidental del macizo de Porracolina, -579 m (Puch, 1987) y pertenece a un
amplio sistema kárstico del que forman parte cavidades como el Canto Encaramado,
Cueva del Valle, Cueva de los Moros, Torca de las Pasadas, etc.
Las primeras exploraciones en el macizo se remontan a los años
setenta, sin embargo, la Torca de Bernallán no es descubierta hasta 1982 por el
grupo E.C.G. que la explora hasta una cota de - 458 m. Posteriormente los grupos
cántabros CADE, SEL y GELL retoman las exploraciones en el año 1986 descubriendo
nuevas galerías y alcanzando una profundidad de - 579 m. En el año 1995 el grupo
SECJA se interesa por la cavidad y con los pertinentes permisos reemprende la
exploración en el año 1996. Los actuales trabajos han dado lugar al
descubrimiento de nuevas galerías y salas, aumentando el desarrollo de la Torca
a más de 3.600 m.
Geología del macizo
Dentro del dominio periasturiano de los
montes Vasco-Cantábricos, la Torca de Bernallán se encuentra situada en el
Macizo de Porracolina, concretamente en el collado de Bernallán entre los altos
de la Muela y de Picones. El núcleo de la zona esta constituido por una serie
arcillo-arenosa (wealdense) de carácter impermeable sobre la cual se sitúa el
complejo Urgoniano. Es precisamente en el citado complejo donde se ha
desarrollado la cavidad. Se trata de una fase urgoniana típica formada por una
alternancia de calizas arrecifales masivas y calizas con intercalaciones
detríticas (Aptense-Albense) con una potencia próxima a los 800 metros (García
Mondejar y Pujalte, 1981). Este gran espesor indica que la zona funcionó como
surco sedimentario o graben, delimitado por las orientaciones de la falla de
Ubierna y el escudo de Cabuerniga, con un hundimiento hacia el E provocado por
el régimen distensivo de la región en ese momento (Fig. 1).
Estructuralmente, la zona se
caracteriza por la presencia del Anticlinal de Socueva, en cuyo flanco norte se
localiza la Torca de Bernallán. Las principales direcciones estructurales son
de dirección OSO-ENE, destacando para el caso que nos ocupa la falla que va de
Selaya a Arredondo que según se prolonga hacia el E, pasa a ser el eje del
Anticlinal de Socueva. Estas direcciones conjugadas con otras de menor
importancia de orientación NO-SE determinan las direcciones de las principales
galerías subterráneas de la zona.
La hidrogeología de la zona es
típica de un karst de montaña desarrollado, con la ausencia de redes de drenaje
superficial y la rápida infiltración de las aguas de lluvia por los grandes
lapiaces, hacia los conductos de drenaje subterráneo, teniendo las principales
surgencias del macizo en los valles del río Miera y río Asón.
Cabe destacar la importancia de los fenómenos glaciares en la
zona, con la existencia de depósitos morrénicos en excelente grado de
conservación. En el alto valle del río Miera, se reconocen huellas glaciares
hasta 620 m.s.n.m. (metros sobre el nivel del mar) atribuidos al Würm (Moñino et
al., 1987). Aunque el glaciarismo en las montañas cantábricas tenga reconocido
un carácter reciente y una extensión modesta (Castañón y Frochoso, 1990), no son
descartables la existencia de fases frías más antiguas. Por ello, el estudio de
los depósitos endokársticos, bien preservados de la erosión exterior, pueden
aportar evidencias de glaciaciones anteriores al Würm.
Morfología y rellenos de la cavidad
Los primeros pozos de acceso a la Torca de
Bernallán son de dimensiones modestas. Estos dan paso a partir de la cota -110 m
a una sucesión de pozos de más de 70 m de longitud que nos sitúan rápidamente en
la primera sala de la cavidad a -445 m. Se trata de una gran sala de forma
irregular con un diámetro máximo de 50 m y una altura que supera los 90 m. Estos
volúmenes no son frecuentes en el resto de la sima y es producto de la
coincidencia de varias fallas con conductos verticales (pozos). En un lateral de
la sala y a través de un estrecho paso vertical con pozo accedemos al paso Cañibano. Se trata de una gatera que da acceso al techo de las grandes galerías
de Bernallán.
Las dimensiones de las grandes galerías de
la Torca de Bernallán son bastante uniformes en todo su recorrido, con anchuras
superiores a los 5 m y alturas entre 2 y 17m. La morfología de estas está muy
enmascarada por los procesos de reajuste litostático, pero en algunos puntos
aparecen en el techo y en los bloques caídos, pendants. También pueden
observarse, en menor medida, galerías que denotan un régimen de circulación
freática. Existen, además, otras galerías secundarias, como la galería del
Murciélago, que presentan morfologías y tamaños bien diferentes a las
anteriores. Sus dimensiones no superan los 2 m de anchura. En general, todas las
galerías superiores de Bernallán se desarrollan en un plano horizontal situado
entre 460 y 420 m.s.n.m. Existe más de una decena de pozos que cortan estas
grandes galerías. Estos dan acceso a un nivel inferior, formado por meandros y
estrechos conductos por los que circulan pequeños cursos de agua. Es aquí donde
se encuentra la cota más baja de la cavidad situada a unos 360 m.s.n.m. No se ha
podido todavía localizar un colector de importancia que permita acceder a la
zona de drenaje del sistema.
Los rellenos clásticos son muy abundantes
en toda la Torca. Grandes bloques desprendidos de techos y paredes tapizan el
suelo de las galerías. Algunos de estos bloques superan los 17 m de altura, lo
que pone de manifiesto la relevancia del fenómeno. Estos descansan generalmente
sobre importantes depósitos de sedimentos detríticos que pueden alcanzar una
potencia superior a los 8 m. La serie de detríticos comienza con un nivel de
cantos subredondeados, de calizas y areniscas de hasta 10 cm, con un espesor
estimado de 2 m. Puntualmente hemos encontrado a techo de este nivel, fragmentos
de estalactitas con huellas de haber sufrido un mínimo transporte. A
continuación existe un potente nivel de arenas heterométricas de color claro que
en algunas ocasiones pasan a techo a arcillas. Estos rellenos detríticos pueden
llegar a veces a colmatar completamente conductos y pozos.
La existencia de rellenos químicos en la
cavidad es relativamente frecuente, casi siempre asociados a zonas de fracturas
y en los niveles más altos. Su presencia puede llegar a ser abundantes, y a
veces sin relación con el entorno bioclimático actual (galerías de acceso a la
Sala de los Pasos). Las estalactitas son los espeleotemas mejor representados,
le siguen las formaciones tipo coraloide y las estalagmitas. A falta de
dataciones isotópicas (U/Th) que lo confirmen, hemos podido reconocer al menos
tres generaciones diferentes de espeleotemas (quizá cuatro). Otro fenómeno, que
sorprende por su abundancia, es la presencia de moonmilk, también presente en
cavidades cercanas como la Cueva de los Moros (comunicación personal, A.C.E.
Mataró). Este se presenta tanto sobre formaciones, depósitos detríticos y roca
alterada, y casi siempre en galerías de dimensiones más reducidas y con
corriente de aire, lo que nos hace pensar que se trate de una alteración con
desencadenante de tipo biológico. Esta hipótesis está actualmente en estudio
gracias a la colaboración del Departamento de Zoología de la Universidad de
Alcalá de Henares (Madrid).
Otro elemento destacado de la geología de
la cavidad es la existencia de grandes fallas que cortan o discurren paralelas a
las galerías. Un espectacular ejemplo se da en la Galería de la Fallas, cuyas
paredes lo conforman dos impresionantes fallas con dirección N 80º E y N 58º E,
y buzamientos superiores a los 70º. Estas confluyen dando lugar a la gran sala
tras el Pozo Alicia. En las cavidades próximas, como el Sumidero de Calleja la
Valle o la Cueva de los Moros, también se reconocen estos fenómenos.
Génesis de la cueva
La cavidad puede dividirse por sus
características morfológicas en tres partes bien diferenciadas. Los pozos de
acceso, los conductos fósiles intermedios de los que forman parte las galerías
grandes y las secundarias más pequeñas y por fin el nivel inferior de carácter meandriforme. Esto marcaría varias fases de karstogénesis en la Torca de
Bernallán que se relacionan directamente con la evolución tectónica y climática
de todo el macizo de Porracolina.
1- Formación del nivel de grandes galerías, situado a una
cota de 440 m.s.n.m., en condiciones freáticas durante el Plioceno.
2- El levantamiento de la Cordillera Cantábrica por
fenómenos de recuperación isostática, a finales del Terciario superior hasta el
Cuaternario (Marquinez, 1990), lleva aparejado un descenso de los niveles de
base producto de la incisión fluvial, ello produce un encajamiento de las redes
kársticas durante el Plio-Pleistoceno, se forman las galerías inferiores. Las
superiores pasan a régimen vadoso lo que permite la formación de la primera
generación de espeleotemas.
3- Colmatación de los conductos por aportes externos de
depósitos detríticos durante las pulsaciones frías del Pleistoceno
inferior-medio.
4- La reactivación, por aumento de la circulación hídrica,
durante los períodos más cálidos y húmedos (interglaciares) produce el vaciado
parcial de sedimentos detríticos de la cavidad. La presencia de pendants en los
techos de las grandes galerías marcaría los primeros episodios de vaciado con
circulación de agua entre los sedimentos y la roca (Pleistoceno medio).
5- Una vez vacías las galerías se produce la segunda
generación de espeleotemas.
6- Este vaciado produce un cambio en el equilibrio de
fuerzas reinante en las galerías, fruto de ello se producirá un reajuste en los
techos y bóvedas que dará lugar a las grandes acumulaciones de bloques
existentes en las galerías de la Torca, no son descartables los procesos de
sismicidad que también favorecería este proceso (Pleistoceno superior).
7- Durante las últimas pulsaciones glaciares del Würm se
forman los pozos que cortan verticalmente los conductos y por los que hoy
podemos acceder a la cavidad (Pleistoceno superior).
8- Última generación de espeleotemas (Pleistoceno
superior-Holoceno).
Evolución del karst en el
macizo
En el macizo de Porracolina, y
sectores próximos, diversos autores han puesto de manifiesto la existencia de
sucesivas fases de karstificación (Mugnier, 1969). Delannoy y Morverand (1988)
reconocen para el sector de Peña Lavalle un primer episodio antiguo atribuido al
Mioceno-Plioceno. Fernández Acebo (1994) también lo describe en el sector del
Miera con la existencia de cavidades situadas a cotas entre 650 y 550 m s.n.m.
(Soterraña-Puyo, Sopeña, Juntarnosa, etc.). El siguiente episodio vendría
marcado por los conductos horizontales de amplias dimensiones desarrollados a
una cota próxima a los 400 m s.n.m. (Canto Encaramado, galerías fósiles del
sistema Cueto-Coventosa, Cañuela, Torca de Bernallán), atribuidos al Plioceno.
Algunas de estas galerías han sido decapitadas por el retroceso de las laderas,
la acción glaciar durante el Pleistoceno y el encajamiento fluvial (Salitre,
Puntida, Cueva del Sapo), haciendo que sus sectores de alimentación aguas arriba
hayan desaparecido por los procesos de erosión. Este nivel de amplias galerías
situado en cotas de 440-400 m.s.n.m. se habría formado gracias a unas
condiciones de estabilidad tanto climática como neotectónica en la región. Ello
habría favorecido la circulación de importantes ríos subterráneos que
atravesarían el macizo de Porracolina, siguiendo la directrices estructurales
del eje sinclinal de Peña Lavalle (Delannoy y Morverand, 1988), conectando
probablemente los paleovalles del Miera con el de Asón y Bustablado.
A una cota aproximada de 350
m s.n.m. se abrían formado en el tránsito Plio-Cuaternario una nueva red, con
conducto de menor entidad. Estos tienen su correspondencia en la galerías
inferiores de la Torca de Bernallán o las galerías intermedias del sistema de
Cueto-Coventosa, galerías superiores de Cueva Fresca, etc.
A la vista del estado actual de
las exploraciones en la Torca de Bernallán no se han descubierto nuevos niveles
de galerías que marquen fases de karstogénesis más reciente. Sin embargo, si se
han descrito en otras cavidades del macizo. Delannoy y Morverand (1988)
reconocen dos fases más recientes situadas a cotas de 300 m s.n.m. y 240-200
m s.n.m. para sector oriental. Fernández Acebo (1994) por su parte, además de
estas dos, cita otra a una cota entre 170-120 m s.n.m. que correspondería al
actual cauce del río Miera.
Conclusiones
- La Torca de Bernallán es en la actualidad
la cavidad conocida más profunda del sector occidental del macizo de Porracolina,
y forma junto con otras cavidades próximas (Canto Encaramado, Cueva de los
Moros, Cueva del Valle...) un amplio sistema kárstico aguas arriba del sistema
de Cueto-Coventosa-Cubera.
- En el interior de la Torca de Bernallán
abundan los depósitos tanto químicos y como detríticos. Estos ponen de
manifiesto una génesis compleja acorde con la evolución tectónica y climática de
toda la región, su estudio en detalle puede aportar datos sobre procesos
antiguos que en el exterior han quedado borrados por la erosión. Es el caso de
los supuestos procesos glaciares anteriores al Würm.
- No se ha descubierto en ninguna de las
cavidades del macizo un colector o río principal que pueda drenar este sector,
por lo que las surgencias del mismo siguen siendo desconocidas. Lo que si parece
claro por el estudio de los depósitos de Bernallán, es que durante las primeras
fases de formación de la cavidad las aguas subterráneas atravesaban el macizo de
O a E, esto es, de los paleovalles del Miera al Asón. El avance de las
exploraciones espeleológicas en el macizo puede aportar valiosos datos capaces
de resolver esta incógnita.
- La génesis de la Torca de Bernallán se
remonta al Plioceno con condiciones climáticas bien diferentes a la actualidad.
Durante el Pleistoceno la cavidad pasa por diferentes fases de relleno, erosión
y estabilización que le darán su morfología y configuración actual. En el
Holoceno se produce la formación de la última generación de espeleotemas.
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