jueves, 26 de octubre de 2017

Un lago en la cima de una montaña: el Motrotón (Yátova, Valencia)

Las montañas nos cuentan historias. Tanto si son grandes como si son pequeñas, nos hablan del pasado, del presente y, a veces, hasta del futuro. Tan es así que algunas de ellas reciben el colorido nombre de cerros testigo (visitamos un espectacular cerro testigo en estos artículos sobre el Mompichel, en Albacete). La semana pasada subimos con los jóvenes ayudantes de campo una pequeña montañita de Yátova (Valencia), el Motrotón. Pese a su reducida altura, este pequeño cerro de apenas 612 m de altitud sobre el nivel del mar tiene un gran interés, por dos razones principales. La primera porque este icónico montecillo posee una inconfundible silueta que es visible y perfectamente reconocible desde cualquier punto de la comarca en la que se ubica (la Hoya de Buñol) y las que la rodean. Al ir hacia Cortes de Pallás desde Valencia por la CV-425 he pasado mil veces al pie del que siempre hemos llamado ‘el monte del sombrero’, por razones obvias, sin conseguir planificar nunca una visita.

Motrotón desde Yátova
El Motrotón, alias 'el monte del sombrero', visto desde Yátova.
La segunda razón está, cómo no, en la historia geológica escrita en el Motrotón. Y es que durante el ascenso a esta modesta montaña podemos descubrir evidencias de un paisaje pasado bien distinto al actual, lo que no deja de causarnos asombro por muy entrenada que tengamos nuestra ‘geovisión’. De hecho, las laderas del Motrotón contienen una sección muy relevante de la historia geológica reciente de la región, el Mioceno. Pero antes de comenzar, es importante ubicarnos bien en el tiempo. Aquí tenemos una escala con las unidades estratigráficas que componen la era Cenozoica o Terciaria, en la que nos vamos a desenvolver en este viaje en el espacio y el tiempo.

Pisos Mioceno
Divisiones cronoestratigráficas y geocronológicas del Cenozoico. Fuente: http://dejadmevivir.blogspot.com.es/2012/03/aragon-en-la-cronoestratigrafia.html#!/tcmbck
En nuestro caso comenzamos el ascenso siguiendo la pista que desde el cementerio de Yátova conduce al collado del Motrotón. Para hacer el paseo menos fatigoso para el joven ayudante de campo Óscar dejamos el coche en el cruce de una rambla, creo que se denomina de la Horteta. Curiosamente el paraje se denomina el Aguasal. Los topónimos suelen tener una razón profunda que a veces se ha perdido en el tiempo, pero en este caso parece bastante obvia: el barranco drena una cuenca excavada en un afloramiento del Keuper. Como sabemos, dos unidades del Keuper contienen importantes cantidades de sal: el K1 (formación Jarafuel) y el K4 (formación Quesa). Es frecuente en el sureste de España que a lo largo de los afloramientos del Keuper manen fuentes salobres, lo que probablemente se encuentre detrás de la denominación de este paraje (estaría bien que algún conocedor de la zona pudiese confirmar este punto). De hecho ya presentamos un caso similar: nuestra visita a las antiguas Salinas de San Javier, en Cofrentes, que podéis repasar aquí.

Motrotón LIDAR
Vista del Motrotón desde el suroeste, obtenida a través de un modelo digital del terreno construido a partir de la información de LiDAR ofrecida por el IGN
El barranco se encaja en el Keuper, dejándonos ver cómo está cubierto discordantemente por materiales detríticos de colores predominantemente rojizos o anaranjados, que el visitante atento habrá observado en su recorrido hasta este punto ya que cubren gran parte de la comarca. Estos materiales son de edad miocena.

Contacto Keuper Mioceno
Discordancia del Mioceno sobre el Keuper a lo largo de la rambla de la Horteta. Vista hacia el NE desde la pista de ascenso al collado del Motrotón
Conforme vamos ascendiendo por la pista podemos ver algunos detalles de los materiales miocenos. Básicamente se trata de una secuencia detrítica, de limos y arcillas con niveles de brechas y conglomerados, más frecuentes estos últimos conforme ascendemos. Es posible identificar algunos cuerpos canaliformes de base cóncava y techo plano con relleno conglomerático que cortan a través de las arcillas y limos. Los clastos están bien redondeados y muestran estratificación cruzada grosera. En la base de los canales se aprecian decoloraciones y encostramientos de lo que parecen paleosuelos desarrollados en lo que en algún momento fue la superficie previa del terreno.

Arcillas limos gravas
Arcillas y limos arenosos y nivel conglomerático del Mioceno inferior/medio. Facies de abanico aluvial 

Cuerpos canaliformes
Cuerpos canaliformes con relleno conglomerático de paleocanales que cortan a través de las arcillas y limos rojizos con indicios de formación de paleosuelos. Mioceno inferior/medio del Motrotón.
Una vez que llegamos al collado del Motrotón, tenemos una vista más detallada de la sección. Por encima de los conglomerados se aprecia una serie de escarpes que, como veremos, son de naturaleza calcárea. También encontramos algunas cosas interesantes entre los clastos liberados por la erosión de su matriz. Si bien la mayoría de ellos son de naturaleza carbonatada (como los relieves que rodean la región) encontramos algunos de composición silícea, básicamente cantos muy bien redondeados de cuarcitas. Puesto que no afloran cuarcitas en la región, su origen está probablemente en los afloramientos paleógenos próximos, de donde estos clastos se habrían heredado. Es asombroso pensar en cuántas generaciones de rocas estos resistentes guijarros pueden reposar temporalmente antes de que la erosión los libere de nuevo para continuar su camino hacia el mar… El caso es que se trata de materiales fluviales en facies de abanicos y llanuras aluviales.

Motrotón desde el collado
Escarpes de las calizas lacustres del Mioceno superior sobre los conglomerados aluviales del Motrotón. Los conglomerados poseen matriz arcillosa y los clastos son predominantemente calcáreos, aunque también existe una cierta proporción de clastos silíceos bien redondeados.
Guijarro cuarcítico
Clasto cuarcítico de los conglomerados miocenos, probablemente heredado del Paleógeno.
Y si nos fijamos con atención, también podemos identificar entre los guijarrillos del suelo unos viejos conocidos: jacintos de Compostela de pequeñas dimensiones, unos 3-4 mm. Esto es muy interesante, ya que la unidad litoestratigráfica de la que probablemente proceden es la formación Arcillas yesíferas de Quesa (K4) del Keuper, que como hemos visto está actualmente a una cota muy inferior. De hecho podemos encontrar algún jacinto incluso en las calizas que coronan en cerro… Más adelante analizaremos la importancia de esta observación.

Jacintos de Compostela
Jacintos de Compostela milimétricos. Estos cristales proceden de la formación Arcillas yesíferas de Quesa del Keuper y son la evidencia de que durante el Mioceno inferior/medio ya estaba en marcha el proceso diapírico que facilitó el afloramiento de estos materiales. 
Por encima de los conglomerados encontramos las mencionadas calizas. Por su mayor dureza, estas rocas dan lugar a un cambio de pendiente en la ladera, que se hace más empinada, confiriendo al Motrotón su aspecto característico de sombrero. Si nos fijamos en las calizas para tratar de averiguar qué tienen que contarnos sobre su origen pronto encontraremos toda una serie de rasgos que nos permiten identificarlas, sin duda, como fluviolacustres. Ya revisamos algunas de las subfacies propias de este ambiente en este artículo sobre el Mioceno de Vallat, Castellón. En este caso encontramos desde moldes de tallos y raíces en posición de vida, típicos de ambientes de ribera, hasta oncolitos. Se trata de cuerpos de forma ahusada que se forman por precipitación de carbonato cálcico inducida por un recubrimiento de algas en torno a un núcleo central. También encontramos brechas de fitoclastos, formados por la acumulación de fragmentos de moldes de tallos una vez rotos por un incremento en la energía del medio o tras la muerte de la planta. En este ambiente un fitoclasto es un candidato excelente para servir de núcleo para la formación de un oncolito. La forma elipsoidal de estos últimos parecen sugerir que se formaron en un ambiente restringido, de escasa energía, tal y como un lago (las formas subesféricas apuntan, por contra, a medios de mayor energía). En el caso del Motrotón los moldes de tallos aparecen en los primeros metros, junto con las calizas con fitoclastos, mientras que los oncolitos se concentran en un nivel unos metros por debajo de la superficie que constituye la cima y aparecen embebidos en una matriz micrítica.

Moldes de tallos 2
Calizas lacustres del Mioceno superior con moldes de tallos y raíces.
Fitoclastos
Calizas brechoides con fitoclastos. Arriba a la derecha se observa un fitoclasto de gran tamaño que permite observar su forma de cilindro hueco característica. 
Calizas oncolíticas
Nivel de calizas micríticas con oncolitos ubicado cerca de la cumbre del Motrotón. Se formaron en el lecho del lago del que la cumbre del Motrotón constituye la evidencia que podemos estudiar en la actualidad.
Como detalle, aquí tenéis uno de estos oncolitos partido para mostrar su estructura interior.

Sección oncolito
Oncolito de forma elipsoidal que muestra el núcleo (un fitoclasto, probablemente) y su estructura de capas concéntricas. La forma elipsoidal se asocia a una formación en ambientes de poca energía. La dimensión mayor de la sección mostrada es de unos 2 cm.
Y lo que es más, también encontramos interesantes fósiles en estas calizas lacustres. Por ejemplo, aquí tenemos un bloque de caliza (una biomicrita) con interesantes fósiles: gasterópodos, bivalvos, oogonios de charáceas (plantas acuáticas) y ostrácodos. Una buena representación de los habitantes de este lago mioceno.

Biomicrita
Bloque de caliza micrítica con bioclastos procedentes de distintos tipos de organismos, que destacan gracias a su mayor resistencia a la alteración: 1. Gasterópodo; 2. Valva de ostrácodo; 3. Oogonio de charácea. Además de esto, hay multitud de fragmentos de otros organismos, principalmente moluscos bivalvos.
¿Cómo es posible? Es difícil no sentir asombro ante la idea de que esta montaña tan prominente sea el producto de la sedimentación en abanicos aluviales, ríos o corrientes de agua y, nada menos, que un lago. ¿Cómo es posible que existiese un lago en lo alto de una montaña sin que se desparramase? Y sobre todo, en un tiempo geológicamente tan reciente (en términos geológicos) como el Mioceno medio/superior. Aprovechando que estamos en la cima, quizá sea bueno que echemos un vistazo a nuestro alrededor. Desde la aislada y prominente cumbre del Motrotón vemos una gran extensión de terreno a una cota inferior a la del propio cerro, cruzada por barrancos y rodeada por algunos relieves que la circundan, más notoriamente las sierras de Malacara, la de la Cabrera, la del Ave y la de Martés. Estas sierras están constituidas por materiales mesozoicos, jurásicos y cretácicos, que rodean esta gran extensión de materiales de origen continental más jóvenes, del Mioceno.

Sierra Cabrera
Vista desde el Motrotón hacia el norte. En primer término la rambla de la Horteta. Detrás, la localidad de Yátova. Al fondo la localidad de Buñol y la Serratilla.
Ave y Martés
Vista desde la cima del Motrotón hacia el sur, por encima de la cuenca del río Magro.
Es hora de echar un vistazo al mapa geológico. Podemos comprobar como, entre los relieves jurásicos de la sierra de la Cabrera al norte y los cretácicos de la sierra del Ave al sur se extiende una amplia cuenca de materiales terciarios (en colores beiges y rosáceos) que recubren discordantemente a los anteriores en los márgenes de la misma. En el centro el desmantelamiento y la incisión provocada por las ramblas ha exhumado el afloramiento lineal del Keuper que se extiende a los pies del Motrotón, en su ladera norte.

Geológico Yátova
Mapa geológico de la cuenca del río Magro: 1. Keuper; 2. Jurásico; 3. Cretácico; 4. Oligoceno; 5. Mioceno inferior de la rambla de la Murta; 6. Mioceno en facies de abanicos aluviales del Mioceno inferior/medio del Motrotón. 7. Calizas lacustres del Mioceno superior de la cima del Motrotón. El círculo señala la cima del Motrotón. Modificado a partir de la cartografía geológica (visor cartográfico) del IGME. 
La sucesión del Motrotón (indicada con los números 6 y 7 en el mapa) ya la hemos visitado anteriormente. Una visita a algunos lugares próximos nos permitirá completar nuestra visión de la geología de la cuenca.

Comencemos por visitar, precisamente, uno de los límites de la cuenca. Un buen lugar es el puente de la carretera CV-425 sobre el río Magro. El río discurre precisamente por una zona de falla próxima al margen sur. Desde aquí podemos observar los materiales detríticos del Mioceno superior, los mismos de la base del Motrotón, subhorizontales (6 en el mapa anterior) recubriendo discordantemente al Cretácico (3 en el mapa).

Cretácico Mioceno Rio Magro
Discordancia entre el Cretácico superior y el Mioceno en el margen sur del rio Magro junto al puente de la CV-425.
Contacto Cretácico Mioceno
Detalle del contacto erosivo entre el Cretácico superior y el Mioceno junto a la CV-425 al norte del puente sobre el Magro.
Demos un salto hacia el norte. Estamos en las proximidades de la rotonda de acceso a Alborache viniendo desde Buñol, justo en el desvío del albergue rural Actio. Aquí podemos ver unas capas con un fuerte buzamiento al noroeste. Están formadas por materiales detríticos similares a los de la base del Motrotón, sólo que son mucho más antiguos (del Oligoceno, 4 en el mapa anterior) y están, obviamente afectados por una fase de deformación que ha provocado la inclinación de las capas y que no ha afectado tan notablemente al Mioceno (ya hemos visto que los estratos del Motrotón son subhorizontales y, por tanto, posdatan la deformación).

Oligoceno Alborache
Discordancia entre el Oligoceno y el Mioceno al norte de la localidad de Alborache. Obsérvese el elevado ángulo de buzamiento de las capas del Oligoceno.
El tercer lugar que visitaremos nos permitirá completar la secuencia del Mioceno, de la cual hemos visto los dos niveles superiores en el Motrotón. Para ello volveremos hacia el sur por la CV-425. En el cruce sobre el barranco de la Murta y a lo largo de la carretera y zona limítrofe aflora el Mioceno inferior (5 en el mapa anterior). El encajamiento de la rambla ha expuesto la parte inferior del Mioceno aunque sin llegar a mostrar el contacto con el Paleógeno o el Mesozoico. Esta sección es tan interesante (y tan bonita, estratigráficamente hablando) que nos entretendremos un poco más aquí. Se trata un conjunto de margas limolíticas con niveles carbonosos y niveles calcáreos que hacia techo se hace más detrítica, unos limos y arcillas que contienen cuerpos de areniscas y conglomerados. El contraste entre la parte inferior y la superior es evidente por el distinto color de ambos: pardogrisáceo en la base y anaranjado en el techo.

Sección Mioceno Murta
Afloramiento de la base de la secuencia fluviolacustre del Motrotón, expuesta en la rambla de la Murta. En la base margas limolíticas grises con niveles carbonosos e intercalación de calizas blancas. Por encima materiales rojizos (limos, arcillas, areniscas y conglomerados) en facies fluviales depositados en llanuras de inundación atravesadas por canales. La secuencia que vemos es regresiva, con las margas limolíticas representando condiciones de mayor profundidad mientras que las calizas muestran la tendencia somerizante que culmina con el cambio a materiales depositados en condiciones subaéreas del techo de la secuencia. Mioceno inferior.
Se trata de nuevo de materiales fluviolacustres. La base representa episodios de baja energía, con depósitos de zonas lacustres/palustres que incluyen moldes de plantas acuáticas. La energía va aumentando como muestra la aparición de materiales detríticos, incluyendo las areniscas y conglomerados, especialmente el relleno del canal que tan espectacularmente corona la sucesión. Casi vemos el agua correr, aunque en realidad dejó de fluir por este curso hace millones de años. Interesantemente, la base de los niveles detríticos también contienen jacintos de Compostela, como los que ya pudimos ver en el ascenso al Motrotón.

Niveles carbonosos
Margas limolíticas grises del afloramiento de la rambla de la Murta.

Molde raíz
Molde de la raíz de una planta acuática contenido en la calizas de ambientes lacustres someros del afloramiento de la rambla de la Murta. Mioceno inferior.
Canal
Paleocanal con relleno de conglomerados fluviales en contacto erosivo con las arcillas y limos de llanura de inundación. Rambla de la Murta.
Con todo lo visto, estamos en condiciones de interpretar de forma básica la secuencia completa de acontecimientos. Para ello seguimos el corte geológico que se presenta en la memoria de la hoja 721 del MAGNA (MApa Geológico NAcional), que precisamente contiene, por la relevancia de sus afloramientos, al Motrotón. Lo que vemos es que el Motrotón se encuentra en el borde una cuenca, la cuenca del río Magro, formada por la fracturación de la cobertera mesozoica, individualizada en bloques que se escalonan hacia el mar. Este proceso se inició en algún momento tras el Paleógeno, tras el fin de la fase compresiva de la orogenia alpina que dio origen al levantamiento de los Pirineos y la cordillera Ibérica (hemos visto como está compresión deformó a los materiales oligocenos de Alborache).


Corte Motrotón
Sección de la cuenca del Magro de este a oeste mostrando la sucesión de materiales analizada en este artículo en la posición del Motrotón. Se aprecian las fallas que delimitan los bloques escalonados que cortan el sustrato mesozoico. La numeración actual se corresponde con las unidades descritas de la siguiente manera: 3. Materiales fluviolacustres de la rambla de la Murta; 2. Mioceno en facies de abanicos aluviales del Motrotón; 8. Calizas lacustres del Mioceno superior del Motrotón. Es interesante reseñar que lateralmente, hacia el este, los materiales fluviolacustres pasan al Mioceno marino (número 7 en la figura) Fuente: memoria de la hoja 721 Cheste del MAGNA.
La subsidiencia generó espacio que fue rellenado por los materiales procedentes de los relieves mesozoicos que delimitaban la cuenca (las ya mencionadas del Ave, de Martés, de la Cabrera, etc.) mediante el transporte de los limos, arenas y gravas que hemos visto en el ascenso al Motrotón. En las zonas centrales, más alejadas del borde de la cuenca, se dan condiciones lacustres, en zonas con una mayor o menor extensión en función de la interrelación entre creación de espacio de acomodación, clima, tasas de erosión, etc. Estas condiciones lacustres se generalizan en la cuenca al final del proceso, depositándose las calizas que coronan el cerro y que cubren los abanicos aluviales que alimentaban el sistema lagunar y que podemos ver en la base del Motrotón. Aunque el corte geológico anterior no lo muestra (por una combinación de escala y de una oportuna selección del perfil, if you know what I mean), el contexto distensivo provoca la actividad diapírica que genera los afloramientos del Keuper. A la vez que los materiales del Keuper afloraban en superficie a través de la cobertera mesozoica también eran erosionados y transportados a la cuenca, como prueban los jacintos de Compostela contenidos en las rocas detríticas del Mioceno superior (por cierto, puede repasarse el diapirismo de materiales del Keuper en este artículo sobre el Mioceno de Montesa). Es interesante ver que hemos encontrados estos jacintos a una cota superior a la que en la actualidad se encuentra el Keuper del que proceden, lo que nos da una idea de la magnitud del desmantelamiento de esta estructura. De hecho, hemos visto como al norte del Motrotón el Mioceno cubre discordantemente el Keuper, que ha sido exhumado por la incisión de la rambla de la Horteta. Ahora entendemos que la prominencia del Motrotón se debe a la erosión, lo que es una forma extraña de hacer montañas: el Motrotón existe porque las duras calizas que lo coronan lo han preservado como un vestigio de los materiales que a lo largo de millones de años se depositaron en una extensa zona lacustre en la que desembocaban barrancos y corrientes procedientes de las sierras próximas.

Podríamos preguntarnos cómo acabaron esos materiales lacustres, originados a cotas próximas a la del nivel del mar, acabar a 600 m por encima del mismo. La explicación está en los procesos geodinámicos que han configurado el margen este de Iberia durante el Neógeno. En primer lugar, la compresión provocada por la colisión de Iberia con la placa euroasiática en el norte. En segundo, la colisión de África, que dio origen a la Béticas. Y por último (aunque en parte de forma simultánea con el anterior) el proceso de rifting que dio lugar a la apertura del golfo de Valencia. El margen este de Iberia, sometido a este proceso de rifting, se ha elevado a la vez que se fragmentaba en bloques que basculan y descienden progresivamente hacia el mar (tal y como puede intuirse en el corte geológico). Este sistema de fallas paralelo a la costa es el responsable, por ejemplo, de que las calizas del cretácico superior que aparecen en la muela de Cortes a más de 800 m.s.n.m. se encuentren en la sierra Perenxisa (y en Cullera, por ejemplo) a poco más de 200. Es interesante mencionar que el otro margen del rift (denominado técnicamente Valencia Trough) se encuentra en el llamado Promontorio balear (donde emergen las islas baleares). Este es un asunto complejo que daría para mucho más, así que nos quedaremos de momento junto a nuestro lago mioceno.

Tanto el mapa geológico como el corte nos permiten vislumbrar la extensión de esta gran zona lacustre ya desparecida, que hace poco más de 3-4 millones de años cubría gran parte del terreno visible desde lo alto del Motrotón. Actualmente podemos visitar este lago desaparecido tan sólo de una manera, ascendiendo a este modesto monte del sombrero y leyendo la historia escrita en las rocas.

Motrotón
"Mira hijo, todo esto que ves, algún día fue un lago": el Motrotón desde la rambla de la Murta.

Nota final: Durante la elaboración de este artículo he descubierto el importante valor simbólico de este montecillo para los habitantes de Yátova, que puede comprobarse en este post sobre el Motrotón en el blog A Cel Obert.

Referencias:

  • Hoja 721 Cheste del Mapa geológico de España a escala 1:50.000 (MAGNA).
  • Estudio paleontológico de los roedores fósiles del Mioceno inferior de la cuenca del rio Magro. Tesis doctoral. Francisco Javier Ruiz Sánchez. 1999.


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sábado, 15 de julio de 2017

Estratigrafía a escala en la estación de Cuenca (F. Zóbel)

He perdido la cuenta de las veces que he hecho el viaje entre Valencia y Madrid en AVE. Me encanta ver como cambia el paisaje y la geología a lo largo del recorrido, desde la llanura aluvial del Turia hasta la cuenca del Tajo. Pero curiosamente, uno de los lugares más fascinantes es uno que es fácil que pase desapercibido: la estación Fernando Zóbel de Cuenca. Ya sé que parece un poco absurdo, pero es que en uno de los desmontes de esa estación hay un auténtico laboratorio de estratigrafía a escala que me tiene fascinado. Tanto es así, que a veces hago fotografías y todo, alguna de las cuales he compartido ya con vosotros a través de Twitter. Y es que en ese talud se pueden observar algunos procesos geológicos a escala, desarrollándose de forma visible cada vez que paso por allí. Y esto nos permite ilustrar algunos conceptos a una escala más próxima (espacial y temporalmente) a la de los humanos. Y de rebote, también nos ayuda a entender la naturaleza fractal de la geología, esa que hace que haya que poner una escala en las fotografías para poder captar las dimensiones de lo que estamos viendo ya que en muchas ocasiones esta no puede deducirse a partir del fenómeno o estructura observada.

Y tanto es así que al final he decidido escribir este breve artículo. Vamos allá.

El desmonte en cuestión es visible a la izquierda del tren, cuando se va hacia a Madrid, o a la derecha cuando se viaja en sentido Valencia. Esta última situación es óptima, ya que es posible ver el talud a la menor distancia posible. Aquí lo tenéis:

Satélite Cuenca Zobel
Vista de la estación del AVE de Cuenca y el talud al que vamos a echar un vistazo. Extraído de Google Earth.

Como he tomado la decisión de escribir esto a posteriori, no dispongo de una fotografía general. Pero hoy en día aplicaciones como street view, de Google, no ayudan (algo) en estos casos. Aquí hay una captura lejana que muestra el desmonte.

Street view Cuenca Zobel
De nuevo el talud, pero a ras de suelo gracias a Google Street View.

Según la cartografía del MAGNA, lo que vemos son arcillas, limos y arenas de tonos rosáceos con intercalaciones de margas, areniscas y conglomerados. La edad de estos materiales es paleógena. De hecho, el techo del Cretácico está muy cerca, al sur de la vía del ferrocarril.

Geológico Cuenca
Mapa geológico de Cuenca. El talud está marcado por el círculo. Los materiales paleógenos se indican en color naranja, en verde el Cretácico superior, aflorante en el núcleo de un anticlinal. Fuente: http://info.igme.es/visorweb/ 
El caso es que esos materiales son muy poco competentes, razón por la que el pie del talud se ha reforzado con algunas hileras de bloque de escollera para mejorar su estabilidad. Un caz de drenaje discurre al pie del mismo, paralelamente a la vía. Con todo esto lo que han construido es, nada menos, que el equivalente a un frente montañoso con una cuenca adyacente (no pretendía hacer un juego de palabras con lo de cuenca adyacente, me ha salido solo, lo prometo). La lluvia erosiona el talud y transporta el material hasta la cuenca (el caz) donde en función del caudal de escorrentía discurre una corriente más o menos energética que da paso a algunos charcos, que acaban por secarse. En el proceso los sedimentos arrastrados por la lluvia se van depositando dando lugar a una arquitectura estratigráfica análoga a la que se desarrolla en las cuencas de antepaís de cordilleras activas: un sistema de abanicos aluviales que se forman al pie de los cañones que inciden en la cordillera, abanicos que coalescen lateralmente y por los que discurre un sistema de canales poco estables que transportan el material más fino a la llanura aluvial. En esta llanura se forman lagos que en climas áridos son efímeros en los que se depositan arcillas, limos y evaporitas. Vamos, tal cual lo que vemos aquí:

Estratigrafía a escala 1
Sistema de abanicos aluviales coalescentes que progradan sobre un sistema de lagos efímeros, evidenciados por los clastos de barro con grietas de retracción. Fijaos en lo que parece un fleje metálico sobre la escollera. Esta referencia nos permitirá situar la imagen en la segunda parte de este artículo. Esta foto está tomada el 26/05/2017.
Comentémosla para hacer los detalles más evidentes.

Estratigrafía a escala 1
Sin palabras.

Es fantástico ver como en lo que fue la laguna encontramos esas arcillas con grietas de desecación, evidencia típica, junto con las evaporitas, de este tipo de medio sedimentario. Fijaos en el asombroso parecido con una imagen actual de un entorno geológico equivalente, pero a gran escala. El Valle de la Muerte, en California, ejemplo arquetípico:

Valle de la Muerte
El Valle de la Muerte de California en una imagen de Google Earth. A la derecha arriba la cordillera Panamint, cruzada por cañones transversales a su eje. A su pie, en el centro de la imagen, un sistema de abanicos aluviales análogo al comentado anteriormente. Abajo a la izquierda la cuenca de Badwater, un sistema de 'salt pans' análogo a nuestra laguna efímera.

Maravilloso. Para dar una sensación de escala adecuada, así se ve desde la carretera que discurre por el fondo del valle, mirando hacia Badwater (gracias de nuevo, a Google Earth):

Valle de la Muerte 2
Vista de Google Street View desde la carretera que circula por el fondo del valle. Vista hacia el SO, sobre Badwater.

La cosa no queda aquí. Ayer paré en Cuenca en el lugar adecuado del tren. Había transcurrido un mes y medio desde la observación anterior. Se habían producido cambios notables en nuestro minivalle y los podemos analizar ya que por suerte estaba sentado casi en la misma posición en relación al desmonte. Las tormentas de las últimas semanas han acarreado multitud de sedimento a nuestra pequeña cuenca (de nuevo una broma involuntaria), que se ha ido colmatando.

Estratigrafía a escala 2
El mismo sistema 6 semanas después. El fleje metálico nos da la referencia que nos ubica en relación a la primera imagen. Estamos viendo el mismo lugar. Esta foto está tomada el 14/07/2017.

De hecho, han ocurrido varias cosas, como nos permite deducir un análisis detallado. La secuencia parece ser esta:
  • Se ha ido acumulando material grueso que ha cubierto nuestro antiguo lago efímero. Aparentemente el caz ha quedado cegado por completo en algún momento. Los abanicos han progradado desde las cordillera (el talud) avanzando hacia las vías.
  • Debió formarse un lago de mayor extensión, que se ha ido secando poco a poco. La costa de este lago ha excavado varias terrazas a distinto nivel conforme iba bajando la cota de la lámina de agua.
  • Se han producido más lluvias posteriormente, que generaron corrientes en los cañones del talud que ahora se encontraron con un nivel de base fijado por el lago. Al ser este nivel inferior al preexistente, estas corrientes han incidido en los abanicos aluviales, encajándose.
  • El material transportado por estas corrientes se ha depositado sobre el fondo del lago, construyendo un delta que a progradado a partir de la línea de costa (o quizá un abanico aluvial, es difícil de decir. Aparentemente se ha formado bajo el agua ya que parece conservar aún algo de humedad).
  • Finalmente el lago se ha secado de nuevo y no parece que haya vuelto a llover, lo que da lugar a la arquitectura final que vemos ahora. Aún se distingue algo de humedad en el suelo a lo largo del eje del caz.
Estratigrafía a escala 2 comentado
Nuestro sistema, comentado.

Será interesante ver qué ocurre en sucesivos viajes. Y ya sabéis: estas vacaciones mantened los ojos abiertos. La geología está en todas partes.

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domingo, 25 de junio de 2017

Geología junto al mar: migración de un nickpoint

Ya hemos comentado en otras ocasiones que la playa es un lugar excelente para observar distintos procesos geológicos: tan sólo hay que tener los ojos abiertos y prestar atención a lo que ocurre a nuestro alrededor. Si sois como yo, y preferís la montaña al foreshore, esto puede constituir una ayuda que os permitirá sobrellevar una jornada bajo la radiación ultravioleta. Así fue el caso para mí, una vez más, la semana pasada. Nos encontrábamos en Calpe, estrenando la temporada marítima con los jóvenes ayudantes de campo cuando presencié un fenómeno muy interesante desarrollándose a poco más de 1 metro de mi sombrilla. Tuve el tiempo justo de rescatar mi móvil de entre las profundidades de la bolsa de la playa, enterrado como estaba entre toallas, crema solar, botellitas de agua, gafas de bucear y el resto de artículos imprescindibles para sobrevivir a una tarde playera. Por suerte llegué a tiempo de grabar la parte final del proceso. Os preguntaréis por qué estoy tan misterioso. Ya, es sólo por darle emoción. 

Vamos a contar ya la historia.

El Mediterráneo presenta un régimen micromareal, por eso nos resulta tan asombroso a los que somos de aquí ver retirarse el mar (o venir hacia nosotros) en la costa del Cantábrico, por ejemplo. No obstante, eso no quiere decir que no existan. Todos hemos podido ver en alguna ocasión cómo, tras ubicar nuestro fortín playero en la primera línea por la mañana, hemos tenido que retirarnos por la tarde un poco al ver amenazadas nuestras posiciones. Esos 20 o 30 cm de variación del nivel no pasan inadvertidos a un observador atento, que puede seguir paso a paso cómo el oleaje retrabaja el perfil de la playa en el foreshore y como poco a poco cambia la geometría de la playa y se desplaza la berma. Por si no tenéis muy frescos los términos en relación con el perfil de la costa, aquí os dejo un recordatorio visual:
File:Coastal profile.jpg
Mangor, Karsten (2008): Definitions of coastal terms. Available from http://www.coastalwiki.org/wiki/Definitions_of_coastal_terms [Visitado el 25-06-2017]


Bien, pues justamente eso es lo que estaba ocurriendo esa tarde. La marea estaba subiendo y algunas olas habían conseguido saltar la berma. De esta forma se habían formado pequeñas lagunas longitudinales de agua marina estancada represada por la propia berma. Aquí tenéis una imagen:

Lagunas tras la berma
Perfil de la playa en una tarde de junio en Calpe. Fijaos en la berma en la zona central de la imagen, la laguna a la derecha llena de restos de hojas de Posidonia. También en el cañón excavado que conecta la laguna con el mar
¿Y qué ocurrió entonces? Pues que un niño excavó, de forma algo casual, en la cresta de la berma, lo que abrió un canal que permitió que el agua retenida tras ella comenzase a fluir de regreso hacia el mar. Y aquí llega lo interesante. El estado inicial es que el recoge este croquis:

Croquis cana berma
El croquis no está a escala ni lo pretende. Es un modelo conceptual y está hecho un poco 'a huevo'.

Como veis en el croquis anterior, el somero canal inicial muestra dos cambios de pendiente, aunque el que nos interesa es el que está aguas abajo. Esto es lo que en geomorfología se llama nickpoint. Y tiene un gran interés, ya que tienen un papel muy importante en los procesos por los cuales los ríos (y corrientes, en general) buscan su perfil de equilibrio. La teoría dice que (simplificando un poco), dado el tiempo suficiente, todo río alcanza su perfil de equilibrio: un estado de equilibrio dinámico en el cual permanece mientras no haya cambios en el entorno, por ejemplo factores climáticos o tectónicos.

En nuestro caso, el nivel de base estaba representado por la superficie de nuestra laguna. Pero tan pronto se excavó el canal inicial, el nuevo nivel de base es el de la superficie del mar. La corriente responde a este cambio en las condiciones encajándose en la berma, erosionando y transportando arena hacia el mar. Pero el perfil de este canal es artificial y no tiene ninguna relación con las condiciones de contorno, de modo que se inicia un proceso dinámico de ajuste. Y ahí es a donde queremos llegar. En el estado inicial, la fotografía es muy similar a la que tendríamos si en una costa cualquiera se hubiese producido un ascenso tectónico del continente, de forma que un río antes en equilibrio se hubiese quedado ‘colgado’ por encima de su perfil inicial (o, al alternativamente, un descenso estático del nivel del mar). El punto de cambio de pendiente que hemos señalado en nuestro croquis es un nickpoint, un punto de ruptura, una discontinuidad, en el perfil del cauce. Y entonces se produce el fenómeno que os quiero presentar: la migración del nickpoint aguas arriba de la corriente. Como si se tratase de una cuchilla, el nickpoint se desplaza aguas arriba retirando material de aquellos puntos en los que el cauce está por encima del nuevo perfil teórico y depositándolo aguas abajo, donde está por debajo, generando de esta forma un  nuevo perfil de equilibrio.

Croquis canal berma 2
El croquis no está a escala ni lo pretende. Es un modelo conceptual y está hecho un poco 'a huevo'.

Y como los primates somos animales visuales, aquí tenéis el vídeo que muestra la migración aguas arriba de un nickpoint. Todo un modelo natural a escala de incisión y respuesta fluvial a un cambio en el nivel de base. Asombroso.



Así que recordad: este verano, mantened los ojos bien abiertos en la playa. La geología está a vuestro lado.

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sábado, 22 de abril de 2017

La sierra de Toix: la montaña invisible

La sierra de Toix es una pequeña alineación que separa la bahía de Calpe de la de Altea. Junto con Oltà y el peñón de Ifach forman el encuadre geológico y paisajístico de esta localidad. Sin embargo, recibe mucha menos atención y visitas que estos dos. Y, en realidad, el único sendero que la recorre es un camino que da acceso a las antenas de su cima, por lo que la visita es bastante complicada, si vuestro interés es la propia sierra y no vais a ella tan sólo por las vistas que ofrece de la Marina, para lanzaros en parapente o para escalar en las vías que recorren sus paredes. A pesar de que está rodeada (y cubierta) por un mar de urbanizaciones, vale la pena dedicar un rato a su geología, ya que guarda alguna sorpresa interesante.

Toix y Mascarat desde Ifach
La sierra de Toix vista desde lo alto del peñón de Ifach. Hay que reconocer que, vista desde aquí, no parece gran cosa...
Estructuralmente, la sierra de Toix es la continuación de la sierra de Bernia, de la que se halla separada por un sistema de fallas, alguna de las cuales ya vimos al visitar l’Estret de Mascarat. Está constituida por calizas de edad Eoceno-Oligoceno, como Bernia (y muchas otras montañas de las Marinas). Lo que más llama la atención es su traza rectilínea, difícil de apreciar si la vemos desde tierra (de hecho, desde Calpe sólo veremos la urbanización Maryvilla, que es por lo que me refiero a Toix como la sierra invisible).

Existe un sendero que recorre la parte de la sierra recayente al mar por el suroeste. Está muy poco marcado y señalizado por hitos de piedra. Parte desde la urbanización de Mascarat, que ya conocemos porque es el punto de partida para visitar l’Estret. Desde aquí podemos observar los estratos espectacularmente verticalizados de las calizas de Bernia en el Coll de Mascarat. También vemos que el ser humano se empeña en construir en cualquier sitio, pero ese es otro tema. En este comienzo del camino pasamos por la zona de falla que limita Toix por el suroeste y que la separa de Bernia. Las  calizas están fracturadas formando una brecha de falla.

Coll de Mascarat
El Coll de Mascarat, límite meridional de la sierra de Bernia, separada de la sierra de Toix por una zona de falla aprovechada por el barranc de L'Estret.

Brecha de falla
Brecha de falla en el extremo suroeste de la sierra de Toix
Volveremos a esta falla más adelante.

Las calizas de la sierra de Toix se depositaron en la plataforma continental poco profunda en el margen de Iberia, cuando esta se encontraba más al sur, en latitudes tropicales, y lo que ahora es el prebético de Alicante constituía la línea de costa. Básicamente son calizas bioclásticas que en general representan ambientes de alta energía (oleaje) en el margen de un sistema de arrecifes. El algún caso hay corales ramosos en posición de vida, lo que denota la existencia ocasional de condiciones más tranquilas. Si prestamos atención, podremos encontrar en las rocas algunos restos que nos hablan de sus antiguos habitantes: corales, equinodermos, algas rodofíceas y foraminíferos.

Fragmentos equidoideos
Caliza bioclástica con textura packstone con multitud de fragmentos de la teca de equínidos (erizos de mar)

Equinoideo
Sección de la teca de un equínido

Coral ramoso
Coral ramoso totalmente recristalizado embebido en una matriz de barro carbonatado.

Detalle coral
Sección de tres fragmentos de los brazos de un coral ramoso. Se aprecian peerfectamente los septos.

Rodoficeas y foram
Otra capa de calizas bioclásticas con gran abundancia de algas rodofíceas (esos cuerpos con forma globulosa) y foraminíferos: nummulites y assilinas.
No obstante, el principal interés de la sierra de Toix no es paleontológico, sino que se basa en otros dos aspectos muy destacados. Uno es estructural y el otro está relacionado con los procesos kársticos en curso. Hasta ahora hemos ido recorriendo los bancos calizos que buzan fuertemente al suroeste. A nuestra izquierda la sierra de Toix forma un acantilado vertical que cae de forma espectacular al mar. Continuamos hacia adelante tratando de no perder el sendero.

Acantilados Toix
Pared de los acantilados de Toix que caen verticalmente al mar. Al fondo la urbanización Mascarat.
Eventualmente nos encontramos con una plataforma formada por unas margas arenosas que fueron abancaladas para su aprovechamiento como campos de cultivo. Por aquí la marcha es más fácil. Y de pronto, nos encontramos con algo espectacular. Las formas de disolución de las calizas están por todas partes, pero no estamos preparados para toparnos con una abertura alargada de varios metros de longitud que nos permite ver el mar directamente bajo nosotros, quizá a unos 30 metros. La verdad, no me atreví a acercarme más. Un arco divide la abertura en dos, y reconozco que no me atreví a poner un pie sobre él. La calidad de las fotografías no es la mejor, pero hice lo que pude.

Hueco 1
Cavidad kárstica cruzada por un arco que salva una caída de unos 30 metros hasta el mar
Hueco 2
La verdad, esto es todo lo que me atreví a acercarme...
Esta cavidad natural aporta el punto espectacular, pero lo más intrigante para mí fue descubrir unas curiosas formas kársticas que no había visto antes. Estaban por todas partes en torno al gran hueco y consisten en cuerpos subcirculares a oblongos, a modo de cráter, con fondo plano. Pero al contrario que un cráter, la pared que forma el perímetro no se abre hacia afuera, sino que en este caso se proyecta hacia el interior como si se tratase de los restos de una cúpula hundida, sobresaliendo del terreno. Esta orla perimetral está marcada por los típicos rills de disolución, dispuestos de forma radial. Nunca he visto nada parecido. ¿Alguna idea acerca de su origen?

Formas kársticas 1
Curiosas formas de disolución de las calizas. Parecen una especie de minidolinas...
Formas kársticas 2
Y un detalle de una de ellas. Muy, muy curiosas.
En relación con los procesos kársticos en la sierra de Toix, es imprescindible hablar del sumidero de Toix. Muy cerca de donde nos encontramos existe una galería que se abre a unos 8 metros bajo el nivel del mar. Es conocida desde antiguo aunque hasta los años 80 del siglo XX no se exploró de forma sistemática.  Esta galería conecta con el acuífero de Benissa y, en función de las condiciones del acuífero funciona como sumidero de agua salada o bien como manantial de agua dulce. Según podéis ver en la documentación de referencia, se han explorado tan sólo los primeros 150 m de la cavidad. Todo esto puede parecer un tanto extraño, pero no lo es tanto si pensamos que nos encontramos en un periodo interglacial con un nivel de mar alto, y que antes del inicio de este periodo, ayer mismo en términos geológicos, el sumidero de Toix aparecería en superficie funcionando como una surgencia que vertería su caudal al mar quedando colgada sobre el mismo en la pared del acantilado. A propósito del sumidero, @pabloIzni me pasa un artículo en un blog con algunas interesantes referencias históricas en relación con el mismo: http://historiadecalp.net/toix.htm.

image
Croquis del sumidero de Toix, reproducido en [2]
Desde aquí tenemos dos opciones: o nos volvemos por donde hemos venido o ascendemos campo traviesa (más) por la pared de la sierra, en un recorrido que no tiene nada de fácil y que puede tener algún paso comprometido. Al llegar a arriba encontraremos la pista que conduce a las antenas y el mirador sobre la bahía de Calpe, con buenas vistas sobre el peñón y Oltà, dos montañas que conocemos bien. Recordemos que en ambos casos las calizas que las coronan son alóctonas y que procesos de gravedad a favor de la fracturada plataforma continental del Mioceno las trajeron al lugar en el que las vemos hoy en día, reposando sobre rocas más jóvenes que en su momento formaban el lecho marino.

Ifach
La bahía de Calpe vista desde el mirador de Toix: fijaos en el tómbolo, completamente urbanizado, y las salinas justo en el enlace del mismo con tierra.
Oltà
Oltà desde el mirador. Como ya vimos, el escarpe calizo es el remate de un cuerpo olistostrómico deslizado sobre las margas Miocenas, más jóvenes. 
Desde este punto nos dirigimos de vuelta a nuestro punto de partida. Como ya os dije, otro de los aspectos de interés de la sierra de Toix es el estructural, y os aseguro que vale la pena. Hemos de dirigirnos a la urbanización Mascarat, al mirador de la cala del Racó del Corb, desde donde tendremos una panorámica inmejorable de la sierra y podremos entender su origen.

Una de las cosas que más llama la atención de la sierra de Toix es su perfil rectangular, especialmente marcado en dos de sus caras. Desde tierra es difícil de apreciar, pero desde el mar o desde el aire resulta muy evidente. Gracias al LiDAR, podemos generar un modelo digital de la sierra y observarla desde cualquier ángulo. De esta forma podemos echar un vistazo a su geometría.

Toix Lidar
Modelo 3D generado a partir de la cartografía LiDAR del PNOA del IGN.
Y así es como se ve desde arriba:

image
Visualización en falso 3D de la sierra de Toix que permite captar su naturaleza de bloque tectónico con entidad propia.
La forma de la sierra de Toix está condicionada totalmente por la tectónica. Sus contornos rectilíneos se deben a que se trata de un bloque estructural limitado por fallas cuyo trazado conforma la geometría. Normalmente nos encontramos con estructuras geológicas de una escala tal que es difícil aprehenderlas en su totalidad. Sin embargo, en el caso de la sierra de Toix eso es posible. Es casi como ver un trozo de tarta recién cortado. Y ningún sitio para apreciar esto mejor que desde el mirador del Racó del Corb. Disfrutad de la vista:

Fallas racó del Corb
Sistema de fallas del Racó del Corb y el espectacular diedro formado por la intersección de las dos fracturas.
Lo que estamos viendo es un diedro formado por la intersección de dos planos de falla. El primero corresponde con el acantilado que delimita la sierra por el lado de mar abierto, una falla directa resultado de la extensión de la corteza durante el Mioceno. En este sentido, la sierra no es más que un peldaño en esa escalera que desciende desde la alturas de las montañas de la Marina formadas por estos mismos materiales pero que se encuentran por encima de los 1.000 m.s.n.m. (como Aitana, sin ir más lejos). El segundo plano de falla forma un ángulo de casi 90º con el anterior y tiene un componente de rumbo que desplaza la sierra hacia el sur, individualizándola y separándola de Bernia, de la que constituye su terminación en la costa. Esta falla es la evidencian, tierra adentro, las brechas que vimos al comienzo a nuestro recorrido. En la fotografía es evidente el contraste litológico entre las duras calizas del acantilado y las margas blanquecinas de la izquierda, más deleznables. Precisamente a favor de esas margas el mar avanza tierra adentro, descubriendo el plano de falla que estamos viendo frente a nosotros. Eso quizá debería hacer reflexionar a los propietarios del edificio que vemos a la izquierda, pero no parece probable que eso ocurra, al menos hasta que la amenaza del mar sea evidente sobre la estructura, momento en que imagino que reclamarán la ayuda de Administración y culparán al cambio climático y a la geodinámica externa. Pero ya lo dice el Evangelio, aunque en otro contexto: “pero el que oiga mis palabras y no las ponga en práctica, será como el insensato que construyó su casa sobre arena”.

En el mapa geológico podemos ver todo esto con claridad:

Infoigme Mascarat
Mapa geológico de la sierra de Toix. Modificado a partir de [1]
Y con esto damos por finalizada nuestra visita a esta pequeña, desconocida pero no obstante interesante sierra de la Marina Alta. Eso sí, con un detalle de un espectacular rodofito: esos fósiles bastante desconocidos:

Espectacular fósil de alga rodofícea, alga roja, o rodofito: un fósil tan bonito como desconocido (pesar de estar presente en el pavimento de la mitad de los edificios de España). Las encontraréis a patadas en el desmonte de la pista de las antenas de Toix. Abrid los ojos!

Una recomendación final: si pensáis seguir el itinerario descrito, tened en cuenta que el tramo de ascenso hasta el mirador de la sierra es bastante complicado. Hay que estar habituado a trepar y destrepar y, aún así, es fácil despistarse (la pendiente es muy vertical y no es fácil situarse). En verano, la ladera está muy expuesta al sur y a media mañana el sol ya pega de forma tremenda. Tened cuidado y preparad la salida.

Referencias.

[1] Mapa y memoria 848 Benidorm del MAGNA. 2008. IGME.

[2] Manantiales de la provincia de Alicante. Emilio Castillo Pérez, Irene Mª Marín Carrillo, Alberto Padilla Benítez, Joaquín Delgado Pastor. Diputación provincial de Alicante. 2007.

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