Geología

El relieve actual de Gredos se debe a acontecimientos relativamente modernos, tomando como escala el tiempo geológico que se mide en millones de años. Pero la historia de Gredos comienza en la era Primaria o Paleozoica, hace varios cientos de millones de años, y se enmarca dentro de una zona mucho más amplia que abarca prácticamente la mitad Oeste de la península Ibérica.
Durante buena parte del Paleozoico (hace entre unos 600 y 350 millones de años) casi todo lo que hoy es la península Ibérica estaba cubierto por el mar. En su fondo se iban depositando capas de sedimentos que provenían de las áreas emergidas que en aquellos tiempos formaban parte de continentes distintos de los que actualmente conocemos. Con el tiempo, estos sedimentos formaron espesores muy importantes de rocas sedimentarias dispuestas en estratos o capas horizontales (fig.1).

A finales de la era Paleozoica, en el llamado período Carbonífero fundamentalmente, tienen lugar una serie de convulsiones de la corteza terrestre. Como resultado los estratos acumulados en el fondo del océano son plegados y fracturados y elevados por encima del nivel del mar dando lugar a la formación de una gran cordillera. Es lo que se denomina una orogenia. En este caso concreto se le denomina la Orogenia Hercínica. Este período orogénico dura muchos millones de años y se produce en varias fases con épocas de relativa calma y otras de gran actividad tectónica.
En todas las orogenias, en las zonas internas de la cordillera se alcanzan presiones y temperaturas muy altas que hacen que las rocas sedimentarias se transformen en otro tipo de rocas que llamamos metamórficas, (como son pizarras, esquistos, mármoles, gneises, etc.) Incluso, en las zonas más profundas, la temperatura llega a ser tan elevada que parte de las rocas se funden y dan lugar a masas fundidas o magmas. El magma, menos denso que las rocas metamórficas que le recubre, empieza a ascender lentamente abriéndose paso entre ellas. Parte del magma puede llegar hasta la superficie y salir al exterior dando lugar a volcanes; el resto se queda por el camino en forma de grandes bolsas, ya que, según va ascendiendo, llega a niveles cada vez más fríos y empieza a solidificar formando rocas con lo que su ascenso se detiene. Este último proceso es más frecuente en los estadios finales de la orogenia, cuando la zona está más calmada. El resultado final es que en el núcleo, en la parte más interna de las cordilleras se forman grandes masas de rocas sin deformar, la mayor parte graníticas, encajadas en rocas metamórficas muy deformadas.
Así, a finales de la era Primaria, el escenario que encontraríamos es que la península Ibérica formaría parte de una gran cordillera cuyos restos se encuentran hoy día por el Norte de África, Europa Occidental e incluso en Canadá (en aquellos tiempos América, Europa y África estaban unidas formando un supercontinente). Los materiales graníticos que constituyen lo que hoy es Gredos estarían enterrados a gran profundidad en el interior de esa cordillera, recubiertos por rocas metamórficas y sedimentarias anteriores a la deformación (Fig.2). Parte de estas rocas tan antiguas afloran en otros lugares; algunos próximos como en Guadarrama, Somosierra, Salamanca, Cáceres, Toledo e incluso en la misma provincia de Ávila, constituyendo el basamento de la Meseta.

Durante todo la era Mesozoica, o era Secundaria, y hasta bien entrado el periodo Terciario la zona estuvo en calma. Predominaba la erosión que, poco a poco, fue desmantelando la antigua cordillera, sacando a la luz sus partes más profundas. La mitad Oeste de lo que hoy es la península Ibérica quedó reducida a una penillanura surcada por ríos que vertían sus aguas, cargadas de sedimentos, en un gran océano, llamado Mar de Thetys, situado hacia el Este (fig. 3).
La línea de costa de este antiguo mar fluctuaba en el tiempo llegando en el Periodo Cretácico (hace unos 70 millones de años aproximadamente) hasta el meridiano de Ávila. Así encontramos sedimentos de origen marino, calizas y areniscas, con fósiles de esa época, en zonas como las hoces del Duratón, cerca de Sepúlveda, en Segovia capital (el Alcázar está construido sobre estas rocas) o al Norte de Villacastín, más cerca de Ávila. El mar Mediterráneo actual es un resto de aquel gran océano.

En el Terciario (hace unos 40 millones de años) comenzó una nueva orogenia, la orogenia Alpina, que dio lugar a la formación de los Alpes, los Pirineos y las cordilleras Béticas entre otras montañas. Las antiguas rocas que afloraban en la penillanura del centro de la península eran muy rígidas y no se pudieron plegar. Ante los esfuerzos tectónicos, primero se elevaron, produciendo un gran abombamiento, y posteriormente se fracturaron, reactivando en muchos casos antiguas fallas Hercínicas, formándose grandes bloques que se elevaron de forma desigual. Las rocas sedimentarias del Cretácico y del Terciario (fundamentalmente sedimentos continentales del Paleoceno y Mioceno) que las recubrían en algunas zonas se adaptaron al nuevo relieve de bloques, formando pliegues, algunos de ellos “en rodilla”. Estos sedimentos fueron rápidamente desmantelados de las zonas más elevadas, donde la erosión es más intensa, mientras que todavía se conservan en los bordes de las cuencas.
Los movimientos de estos bloques se sucedieron en varias fases hasta hace unos 2 millones de años. El resultado final es la formación del Sistema Central, como un conjunto de bloques más elevados, que separa dos grandes cuencas sedimentarias: la submeseta Norte (cuenca del Duero) y la submeseta Sur (cuenca del Tajo). Durante el Terciario estas dos cuencas se fueron rellenando con sedimentos provenientes de los macizos montañosos que las rodeaban. Esta elevación también hizo que los nuevos ríos que aparecieron se dirigieran hacia el Oeste y fueran a desembocar en el actual océano Atlántico.
En la Sierra de Gredos la estructura en bloques antes mencionada se manifiesta por una serie de alineaciones montañosas separadas por depresiones que siguen a grandes rasgos la dirección Este-Oeste. Las elevaciones se corresponden con bloques levantados, llamados horts,, mientras que las depresiones son consecuencia de bloques hundidos, o mejor expresado de bloques menos levantados, a los que llamamos fosas tectónicas. Algunas de estas fosas están rellenas de sedimentos, mayoritariamente arenas de un tipo denominado arcosas, constituidas por granos de cuarzo, feldespatos y micas, que lógicamente provienen de los macizos graníticos más elevados que las circundan. Este es el caso de la Fosa de Amblés, cerca de Ávila, de la fosa del Corneja, en el área de Piedrahita, o de la Fosa del Tiétar. Otras, como la Fosa del Alberche y del Tormes, que están a más altitud, no tienen sedimentos, sino que los ríos que discurren por su fondo lo hacen directamente sobre los materiales graníticos (fig.4).

Realmente el panorama de bloques alargados limitados por grandes fracturas de dirección Este-Oeste no es más que una aproximación. La realidad es mucho más compleja porque hay numerosas familias de fallas con otras direcciones, entre las que destacan las Norte-Sur y las Noreste-Suroeste, que compartimentan a estos grandes bloques. En consecuencia, dentro de una fosa tectónica o de un horst podemos encontrar segmentos que se han levantado más o menos que sus vecinos, dando lugar a que las superficies de arrasamiento antiguas estén desniveladas.
Si hacemos un recorrido de Norte a Sur, atravesando la Sierra de Gredos iremos pasando una sucesión de bloques levantados y hundidos que son los siguientes (fig.5):

- Depresión del Duero, rellenada por sedimentos continentales del Terciario, y en cuyo borde Sur todavía se conservan restos de los depósitos Cretácicos. Los datos geofísicos ponen de manifiesto que el basamento paleozoico va bajando en escalones hacia el centro de la depresión.
- Bloque elevado de la Sierra de Ávila y de la Sierra de Ojos Albos.
- Bloque hundido que comprende la fosa tectónica de Campo Azálvaro (río Voltoya), la fosa de Amblés (río Adaja) y la fosa del Corneja. En ellas se acumulan sedimentos del Terciario que en el caso de la fosa de Amblés llegan a alcanzar más de 1000 m. de espesor.
- Bloque levantado de La Paramera - La Serrota (puertos de La Paramera, Menga y Peñanegra)
- Fosa del Tormes y del Alberche. En esta fosa se encuentra un pequeño umbral o bloque algo más elevado que hace que por su fondo discurran dos ríos que vierten sus aguas en direcciones opuestas: el Alberche hacia el Este y luego hacia el Sur hasta el Tajo, y el Tormes hacia el Oeste y más adelante hacia el Norte hasta alcanzar al Duero. En esta depresión se localiza la Mancomunidad de Gredos Norte.
- Bloque levantado del Macizo Central de Gredos. Aquí se alcanzan las mayores alturas del sistema Central. Lo podemos atravesar por los puertos de Mijares, Serranillos, del Pico y Tornavacas. Hay que destacar la asimetría existente entre sus vertientes como consecuencia del basculamiento hacia el Norte de todo el bloque, que hace que las laderas de la vertiente Norte sean relativamente suaves, mientras que por el Sur la caída es muy brusca y abrupta dando lugar a un desnivel realmente espectacular (fig. 6).
- Fosa del Tíétar
- Horts de la Sierra de San Vicente, en la provincia de Toledo.
- Depresión del Tajo.

Finalmente, ya en el cuaternario un rejuvenecimiento del relieve hizo que la erosión se intensificara y que se encajara la red hidrográfica actual, erosionando las penillanuras que se habían formado en las depresiones al colmatarse de sedimentos. Así se formaron los típicos relieves de cerros testigos, y de mesas.
En los últimos 400.000 años se han sucedido épocas de fríos muy intensos, conocidas como glaciaciones. En las zonas más altas de Gredos, durante estas épocas, se formaron grandes acúmulos de hielo que ocuparon parte de los cauces de los ríos existentes formando pequeños glaciares. Esto sucedió sobre todo en la Fase glaciar conocida como Würmiense, hace unos 100.000 años, y que duró hasta hace unos 10.000 años. En muchos caso los glaciares de Gredos se limitaron a formar circos, pero también en ocasiones el hielo se deslizó por los valles remodelándolos y dándoles una forma de artesa (perfil del valle en U). También la acción de los hielos no permanentes provocó la rotura de las rocas formando crestas, cuchillares y canchales. Los glaciares arrastraban rocas que desgajaban del fondo y que le caían de las laderas transportándolas hasta zonas más bajas donde el hielo se fundía. Esto provocaba la acumulación de estos materiales en depósitos conocidos con el nombre de morrenas.
Con la retirada definitiva de los hielos, (hace unos 10.000 años) la zona queda expuesta a los ciclos de hielo y deshielo(periglaciarismo) que favorece la formación de turberas, charcos, y la ocupación de los nichos excavados por los glaciares con lo que se forman lagunas, como la Laguna Grande o Cinco Lagunas (foto a la izquierda). Los restos del modelado glaciar todavía son claramente visibles en la vertiente norte de Gredos ya que la acción erosiva de los torrentes es limitada por la pendiente suave debido al basculamiento hacia el Norte del bloque del Macizo Central, como ya hemos comentado y a la orientación menos soleada que hace que los procesos periclaciares todavía sean activos durante buena parte del año. Sin embargo en la vertiente Sur los restos glaciares han sido prácticamente borrados por la poderosa acción erosiva de los torrentes que han excavado profundas gargantas.

Se han descrito más de 40 restos de glaciares en Gredos. Algunos se limitaban sólo a un circo glaciar; en otros casos la lengua del glaciar excavó su valle durante varios kilómetros. En cualquier caso son frecuentes los rasgos morfológicos típicos dejados por el hielo: paredes casi verticales, escalones transversales por donde hoy se desliza el agua formando pequeñas cascadas, depresiones y hoyas donde se forman lagunas o charcos, pulidos y estriaciones en las rocas, hombreras que marcan el límite superior de la acumulación de los hielos, canales y pasillos por donde discurría el hielo, bloque erráticos, morrenas etc.

Gredos es la zona interna de una cordillera formada en la era Primaria, desmantelada durante la Secundaria hasta quedar reducida a una penillanura y vuelta a rejuvenecer con la orogenia Alpina durante el Terciario. En el Cuaternario se modela el relieve actual al encajarse los ríos, y en las zonas más altas y frías los valles fluviales fueron ocupados por glaciares que modelaron relieves y dejaron depósitos muy característicos, que en parte aún se conservan.