jueves, 27 de junio de 2013

El tránsito Bundsanstein - Muschelkalk en la Calderona. Geología en Olocau

En las últimos artículos de Aventuras geológicas (con la excepción de nuestra visita a Montesa) realizamos un repaso al inicio del Triásico tal y como puede leerse en las rocas de la sierra Calderona. Comenzamos estudiando el afloramiento paleozoico de Marines, donde nos encontramos algunas de las rocas más antiguas de la provincia de Valencia. Estas rocas son un testigo único de un tiempo remoto y un mundo muy diferente al actual y se depositaron en el fondo de un mar desaparecido hace mucho tiempo. Tras la colisión continental que supuso el nacimiento de Pangea se levantó una cordillera de enormes proporciones cuyos materiales erosionados constituyen las brechas, conglomerados, areniscas y limos del Triásico inferior. También tuvimos la ocasión de ver el tránsito entre el Pérmico y el Triásico, frontera en la que se produjo la mayor extinción de la que se tiene registro.

Hoy vamos a terminar este viaje a través del Bundsanstein retomando nuestro relato donde lo dejamos: los materiales de la formación Eslida que, recordemos, son depósitos fluviales.Viajemos desde el Triásico inferior hacia el futuro. Más de 230 millones de años después de que se formasen aquellos materiales decidí dar una vuelta con la joven ayudante de campo Inés, mi amigo Pedro y su hija, Chiara. El lugar elegido fue Olocau, en el acceso por el Sur a la sierra Calderona por la carretera CV-25. Tras una pequeña investigación en internet descubrí que hay un sendero que lleva el irresistible nombre de 'geológico'. Parte desde la depuradora del municipio (en la calle San Félix) y en un principio sigue el cauce del barranco de Carraixet, cauce amenazador en época de gota fría. Sin embargo, en parte por llevar a las niñas y en gran parte por la mala señalización acabamos haciendo un recorrido libre que, no obstante, supuso el inicio de esta serie de relatos (aunque irónicamente constituya el último episodio de la narración).

Lo primero que advertimos al llegar a Olocau es la imponente presencia de la Peña de Alí Maimó, un macizo  de materiales del Muschelkalk que domina la población.

Olocau desde la CV-25. Detrás de la población la Peña de Alí Maimó
Cruzamos el barranco del Carraixet y buscamos la calle de San Félix. Al poco encontramos la primera y única señal del sendero geológico:

Señal del itinerario geológico en la C/ San Félix. Fuente: Street View - Google Maps
Como digo, el sendero comienza en la calle San Félix y pasa junto a la planta de tratamiento de agua residual hasta llegar al cauce del barranco. Sigue por el fondo de éste. Después nosotros nos perdimos. En la siguiente imagen satélite he marcado los puntos de interés que vamos a recorrer a lo largo del artículo.


Vista satélite de Olocau en el que he marcado los puntos de interés que visitaremos en este artículo. Fuente: Google Earth
Por el punto A hemos pasado si hemos llegado a Olocau desde Valencia y Marines Nuevo. Quizá algo nos haya llamado la atención en la carretera o quizá no. Volveremos más adelante a este punto. Comenzaremos, pues, por el punto B. En cuanto alcanzamos el cauce las paredes de la Peña se alzan, anaranjadas, formando un cortado imponente a nuestra izquierda. En la base de la pared, al pie de un talud más tendido formado por materiales más blandos, aparece otro conjunto de materiales rojizos organizados en capas decimétricas bien visibles.

Pie de la Peña vista desde el cauce. Bajo los pinos aparecen unos materiales rojizos bien estratificados.
Al acercarnos a investigar encontramos una alternancia de limos rojizos y areniscas rojas o blancas, las primeras micáceas y las segundas de grano grueso, por momentos casi microconglomeráticas, bien seleccionadas. Hay multitud de estructuras sedimentarias: estratificación cruzada planar, de surco y ripples de corriente, bioturbación, etc. Alguno de los lectores que haya seguido esta serie ya habrá dado con la clave, porque nos encontramos con una vieja conocida: la Formación Eslida.

Nuestra conocida Fm. Eslida: limos en la base y areniscas a techo
Es maravilloso encontrar en el fondo del cauce la cara superior de un estrato de arenisca con ripples formados en una corriente fluvial de hace más de 200 millones de años. La corriente del propio Carraixet forma este tipo de estructuras hoy en día, una ilustración inmejorable del principio del Actualismo.

Ripples linguoides en el cauce. La paleocorriente fluía de la esquina superior izquierda a la inferior derecha. Literalmente, estamos viendo el cauce de un río desaparecido hace más de 230 millones de años
Cuando la corriente desbordaba el cauce depositaba arenas sobre los limos de la llanura aluvial, dejando una cicatriz erosiva.

Contacto neto entre limos y areniscas gruesas con estratificación cruzada
Un detalle del contacto erosivo entre areniscas finas y otras gruesas suprayacentes. Bajo la superficie erosiva es visible la laminación de ripples en las areniscas más finas de la base
En este río algunos seres vivos (quizá invertebrados) dejaban su impronta en forma de galerías. Las encontramos verticales y horizontales.

Galerías horizontales que destacan por su color claro en una arenisca con laminación paralela

Acumulación de galerías verticales de aspecto noduloso en la base de un estrato de arenisca
Echamos un último vistazo al afloramiento y continuamos nuestro camino.

Secuencia granocreciente con múltiples estructuras
Al avanzar un poco vemos como estos materiales llegan a estar erosionados y recubiertos por depósitos continentales cuaternarios, limos parduzcos y gravas mal seleccionadas. 

Contacto erosivo de los limos parduzcos con bloques mal seleccionados sobre la Fm.Eslida. La  inclinación y la textura da idea de su origen en procesos de tipo debris flow

Si repasamos la imagen satélite anterior veremos que nos encontramos a mitad de camino entre el punto B y el C. A nuestra izquierda (nosotros seguimos el cauce hacia el sur) los campos de labor que se ven en la imagen se asientan sobre los depósitos cuaternarios que acabamos de analizar. Y no es por casualidad. Vemos un barranco a la izquierda que es el responsable del transporte de los materiales que se han depositado formando un abanico aluvial bien visible desde arriba. 

Detalle de la imagen satélite donde vemos el abanico desarrollado al pie del barranco  que desemboca por la izquierda en el Carraixet
Es interesante observar que este abanico nos muestra el nivel de base fijado por el barranco en el pasado y como, desde la formación del abanico, el Carraixet se ha encajado más en su cauce (fijaos en la foto de detalle, bajo el ribazo).


Detalle del pie del abanico aluvial

Tras dejar atrás los campos de labor y la zona semi-pantanosa que forma el barranco aquí el cauce cambia de carácter y el fondo nos muestra, entre las gravas, unas capas rocosas muy interesantes. Una falla hace que ahora el Muschelkalk esté a la altura del cauce y la Fm. Eslida ya no aflore.


Al fondo las dolomías anaranjadas del Muschelkalk a la altura del cauce
Nos encontramos en el punto C de nuestro recorrido. Aquí encontramos en el cauce unas dolomías en capas milimétricas a centimétricas, en ocasiones muy bioturbadas, en general brechoides. Su color es blanquecino a rosáceo, siendo preponderante el primero. El aspecto tableado es también evidente en los laterales del cauce.

Dolomías tableadas en la pared que cierra el cauce por su margen derecha en el punto C. Texturalmente cambian de  micritas a muro a doloarenitas a techo, lo que representa un incremento en la energía en el medio

Dolomías micríticas finamente estratificadas en el cauce del barranco

Bioturbación
Brecha intraformacional en las dolomías. Estas brechas pueden tener diversos orígenes: desde la erosión de los carbonatos consolidados tras un periodo de emersión hasta el colapso a causa de la disolución de evaporitas infrayacentes
Estos materiales son netamente diferentes a los que estábamos acostumbrados. Al avanzar en el tiempo a la vez que descendíamos por el cauce hemos pasado de los sedimentos fluviales del Triásico inferior a los correspondientes a un ambiente marino somero, de plataforma carbonatada, del Triásico medio. Entre el punto B y el C se produce la transición , pero no hemos podido ver el punto exacto ya que la zona pantanosa por la que discurre el camino encubre las evidencias. Lo mismo ocurre en las laderas, muy tendidas y cubiertas de vegetación. Pero antes de dar la vuelta para buscar las pistas perdidas algo atrae nuestra atención. Ante nosotros se yergue una presa de laminación de avenidas del Carraixet, un recordatorio de lo poderoso de este barranco mediterráneo, especialmente en otoño. Sus estribos se asientan en las dolomías del Musch, que además exhiben un bonito pliegue.


Presa en el cauce. Apreciamos la sección escalonada de la coronación y los mechinales (pequeños agujeros) que permiten la descarga progresiva una vez la lámina baja de la cota del vertedero. También vemos la cantidad de material retenido que colmata en parte el vaso, origen del terreno semipantanoso que hemos atravesado previamente
Vista del pliegue en las dolomías que sirve de estribo al dique
Ahora sí, es momento de regresar para buscar el tránsito perdido. En un futuro volveremos al Musch (¿lo pilláis? En un futuro.... 

El caso es que al comenzar nuestro recorrido y mirar hacia arriba, a la peña de Alí Maimó, llamó mi atención una banda de materiales de colores abigarrados, muy peculiar. Aparentemente se encuentran justo en el lugar adecuado, entre los limos y areniscas de la Fm. Eslida y las dolomías del Musch. De modo que, un poco temerariamente, me dispuse a trepar por la inestable ladera junto al punto B, desde el cauce hacia arriba.

Por encima de las facies canalizadas de la Fm. Eslida aparece un conjunto de materiales detrítico-evaporíticos consistentes principalmente en arcillas y limos, margas y margas yesíferas. Los colores van desde el rojo hasta el amarillo pasando por el pardo e, incluso el verdoso. Algunos niveles presentan brechas de cantos planos arcillosos, otros porosidad móldica y, por encima de todo, aparece un nivel de carbonatado coronado por carniolas.La transición es aparentemente continua. No hay estructuras tractivas. Se observa a nivel de afloramiento una serie de discordancias internas que podrían deberse a la disolución de las evaporitas. Se trata de la facies Röt que constituye la Fm. arcillas, limos y margas de Marines.


Aspecto general de la Fm. Marines en facies Röt: limolitas predominantemente rojas con intercalaciones de margas, calizas y yesos. A la derecha, los materiales aluviales del abanico aluvial que vimos antes en contacto angular

Discordancia angular interna entre los limos y las margas
Detalle de un nivel con cantos blandos limolíticos rojos. En la parte superior una carniola con porosidad de evaporitas 
Niveles calcáreos entre las margas amarillentas
Hacia techo la proporción de margas se incrementa enormemente. En este caso, el banco margoso acaba en una capa de  carniolas
López-Gómez y Arche definieron esta unidad en 1988 y la interpretaron como sedimentos propios de ambientes estuarinos. Es evidente que se requieren unos conocimientos de sedimentología más altos que los míos para llegar a esa conclusión. Este ambiente es uno de los más variables ya que combina la influencia de corrientes fluviales, marinas y de marea en distinto grado, y cada una de las combinaciones tiene su impronta propia.

Lo que está claro es que las condiciones han cambiado y, de algún modo, el mar ha llegado hasta aquí y la Fm. Marines representa ese tránsito con ambientes costeros y de poca energía, predominantemente detríticos en la base y con mayor contenido en carbonatos a techo.

Y a partir de aquí, ¿qué? Pues la tendencia anterior se mantiene y se agudiza. Por encima  de las carniolas aparecen las margas y dolomías del Muschelkalk que constituyen la Peña de Alí Maimó. La transición entre unidades es gradual y en la base del Musch encontramos margas y dolomías finamente laminadas (laminación paralela y de ripples) y, en algún caso, doloarenitas con galerías de Thalassinoides isp. Definitivamente, el mar está aquí.

Desde dónde estamos miramos hacia arriba y vemos, por encima de las carniolas que aparecen  en primer término, las margas y dolomías del Muchelkalk

Dolomías tableadas con laminaciones paralelas y de ripples

Detalle de las laminaciones. Podrían ser propias de llanuras de marea: ripples de corriente y oscilación y laminaciones de algas

Contacto neto entre las margas y las dolomías

Detalle de galería de Thalassinoides isp., indicativa de un medio con más energía.
Expresión morfológica de las dolomías del Musch en la Peña de Alí Maimó
Es hora de repasar de nuevo todo lo visto poniéndolo en relación con lo que sabemos de la historia geológica de la región. Comencemos por la Fm. Eslida. Recordemos que esta unidad consta de una sucesión de limos con intercalaciones de areniscas que fueron depositadas por ríos que se arrastraban perezosamente a través de grandes llanuras aluviales. Ya vimos que durante el Bundt la corteza continental de Iberia experimentó un proceso de rifting que motivó la creación de surcos subsidientes en los cuales se acomodaron los sedimentos procedentes de la erosión del orógeno Varisco (durante la formación de Pangea). Estos materiales constituyen las formaciones Alcotas, Cañizar y Eslida. Tratemos de explicar esto más sencilla: si cogemos una goma elástica y la estiramos desde los extremos observaremos como en el centro ésta se adelgaza. Eventualmente, si seguimos estirando, veremos como en la zona central el material se deteriora, apareciendo roturas superficiales. Traslademos este proceso ahora a la corteza continental: si se somete a una distensión (por la razón que sea), esta capa superficial se adelgaza y, debido a que su comportamiento elástico tiene un límite, se rompe en bloques. A diferencia de la goma elástica, esto bloques no tienen una masa despreciable frente al resto de fuerzas intervinientes en el proceso, por lo que algunos de ellos se hunden. Ello genera zonas deprimidas listas para ser rellenadas. En nuestro caso estas zonas subsidientes se alineaban según una dirección NO-SE (actuales). No por casualidad, esta es la alineación general de la cordillera Ibérica.

La siguiente reconstrucción paleogeográfica muestra la situación a comienzos del Triásico (las líneas  paralelas delimitan los márgenes del rift):

Posición aproximada de Iberia en el tránsito Paleozoico-Mesozoico. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html
El proceso de rifting continuó en el tiempo, de forma que, en el Triásico Medio, el mar invadió los terrenos deprimidos contenidos entre los márgenes elevados del rift. Se estableció un mar epicontinental, somero, que invadió los antiguos valles fluviales depositando las limolitas y evaporitas de la Fm. Marines. Finalmente se desarrollaron las plataformas carbonatadas del Muschelkalk. Una nueva reconstrucción nos muestra cómo ha cambiado la situación (es de comienzos del Jurásico, un periodo algo posterior en el tiempo al Musch, pero nos sirve para ver la tendencia):

Posición aproximada de Iberia en el Jurásico inferior. Modificado del sitio web de Colorado Plateau Geosystems, del Prof. Ron Blakey: http://cpgeosystems.com/index1.html

En el paleomapa vemos como la transgresión marina ha avanzado sobre los terrenos de Iberia inundando las antiguas llanuras formadas tras el arrasamiento del orógeno Varisco. Éste es el relato que quedó registrado en las rocas de la sierra Calderona y que hemos seguido en su primer capítulo, desde el Paleozoico hasta el fin del Triásico inferior. En un futuro acometeremos el segundo capítulo: el Muschelkalk en la Calderona. Pero eso será más adelante.

EPÍLOGO

Para no romper la continuidad del relato he dejado un detalle para el final. Hay una forma más sencilla (pero menos emocionante) de observar el tránsito entre el Triásico inferior y el medio, y es que la Fm. Marines tiene su estratotipo definido en la CV-25. De hecho, al venir desde Valencia hemos pasado junto a él, ya que está entre Marines (Nuevo) y Olocau, a cosa de 1,5 km de esta localidad. En el talud de la carretera es posible ver, en sucesión, las Fm. Eslida (más próxima a Olocau) la Fm. Marines y la Fm. Landete (la base del Musch). La Fm. Marines es fácil de reconocer por su aspecto abigarrado y los llamativos pliegues que exhibe. Es el punto A de la imagen satélite que presentamos al comienzo del artículo. Algunas imágenes:

Fm. Eslida en el talud de la CV-25. Margen derecha de la carretera en sentido Olocau

Fm. Marines y su acpecto abigarrago caraterístico en el talud de la CV-25. Margen izquierda de la carretera en sentido Olocau. Fijaos en el plegamiento

Fm. Marines en el talud de la CV-25. Margen izquierda de la carretera en sentido Olocau
Así que ahora no hay excusa para acercarse a conocer este momento de la historia de Iberia, que aflora excepcionalmente a lo largo de esta carretera.

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viernes, 7 de junio de 2013

La molasa de Montesa. Una historia del Neógeno

La geología condiciona enormemente la vida de los seres humanos, que en muchas ocasiones no son conscientes de ello. En ocasiones da lugar a situaciones bien curiosas, incluso ilógicas si no se tiene en cuenta este factor. 

Por ejemplo, al viajero que cubre el trayecto en AVE desde Madrid a Valencia (o viceversa) en poco más de una hora y media puede resultarle chocante que el camino Real que unía ambas ciudades discurriese (discurre en realidad) decenas de kilómetros más al sur del trayecto que la tecnología actual ha hecho posible. Extrañamente, el viajero cubriendo esta ruta ha abandonado Valencia en dirección sur y no oeste, como sería lógico. En muchas poblaciones de la ruta en Valencia todavía existen calles con el nombre de "Camino Real de Madrid". En realidad, fue posible viajar a Madrid por autovía siguiendo el antiguo camino Real (por Almansa y Albacete) mucho antes que por la autovía A-3. La razón de esta aparente paradoja está en la geología: el puerto de Almansa ha sido el paso tradicional desde la costa hacia la meseta porque en el norte el camino más corto tiene que salvar la imponente barrera de las Hoces del río Cabriel. Actualmente este obstáculo se libra gracias a varios túneles y viaductos de reciente construcción (tan reciente como que datan de finales de los años noventa del siglo XX). 

Una de las visiones que más debían impresionar en aquella antigua ruta debió ser, sin duda, el castillo de Montesa. Esta fortaleza sufrió importantes daños en el terremoto de 1748 y lo que vemos hoy no es más que lo que aquel suceso dejó atrás. A pesar de todo, esta construcción llama todavía la atención sobre una peña, dominando la población y la ruta. Recientemente ya hablamos acerca de la impotencia de ver a través de la ventana como pasamos frente a lugares geológicamente interesantes sin podernos detener para estudiarlos (véase las entradas acerca del cerro Mompichel: parte I y parte II).


Montesa desde la autovía A-31. Al fondo a la derecha, el castillo. Fuente: Google Earth

Esta sensación puede haber asaltado a muchos viajeros. Sin embargo, en mi caso la desazón tiene otro origen. Al igual que multitud de escaladores de Valencia, la escuela de Montesa fue un destino frecuentado en mi iniciación en este deporte. Sin embargo, o precisamente por eso, nunca pude dedicar tiempo a investigar la zona. Hasta que en mi última visita decidí sustraer algo de tiempo a la escalada para hacer algo de geología en la Mola de Montesa y el Tormo Gros. Y valió la pena.

Las rocas sobre las que se asienta el castillo, al igual que aquellas por las que discurren las vías de escalada, llaman la atención desde el primer momento por su color amarillento-asalmonado y por exhibir una porosidad muy evidente.

Vista general del castillo y su base rocosa. Casi pareciera que una tenga continuidad en el otro
Son bastante evidentes las estratificaciones paralelas y cruzadas de media y gran escala, siendo este otro punto que atrae el interés desde el principio. 

Vista general de la zona central de la Paret de la Mola. Incluso a esta escala es perceptible el aspecto granuloso de la roca debido a la porosidad
Tormo Gros, zona de iniciación muy popular. Fijaos en la estratificación cruzada de gran escala, muy evidente en la zona superior
Vayamos al detalle. La roca es una calcirrudita en la que destaca, como digo la porosidad. Hay abundantes clastos de tamaño milimétrico, de redondeados a angulosos. Curiosamente también hay cristales de cuarzo hematoideo, muy alterados en general (estos cuarzos siempre recuerdan al Keuper, lo cual es otro elemento de interés). Entre los poros se encuentran algunos que parecen moldes de evaporitas. Todo esto parece sugerir un origen continental, reforzado por el hecho de que se encuentran algunos espeleotemas en la cara norte del Tormo Gros. La verdad es que esta roca es bien curiosa.

Clastos en la calcirrudita. Hay una importante proporción de silíceos
Cristal de cuarzo hematoideo ¿heredado del Keuper?

Porosidad en corte fresco. Arriba a la izquierda se aprecian varios poros de acusada forma geométrica  que sugiere que se trata de moldes de evaporitas
Espeleotemas en la cara norte del Tormo Gros

Sin embargo, esta apariencia de continentalidad desaparece cuando analizamos con más detalle el afloramiento. En primer lugar, vemos que los espeleotemas se desarrollan en superficie y no tiene continuidad en profundidad más allá de algunos decímetros, lo que sugiere que son el resultado de procesos de karstificación posteriores. Por otra parte, en la base del Tormo Gros hallamos multitud de fragmentos bioclásticos reconocibles como restos de bivalvos. Por último, en la pared de la Mola hallé lo que parece la teca de un erizo de mar. Además, la escala de las estratificaciones cruzadas y la ausencia de otras estructuras o litologías típicamente continentales terminan por decidir el caso a favor de un origen marino.

Detalle de un fragmento de concha de molusco bivalvo. Las costillas radiales son bien visibles

Interior de otra valva. En el extremo oeste del Tormo Gros la base presenta un evidente carácter bioclástico

Teca de un erizo de mar en la pared de la Mola
Echemos un vistazo a las estratificaciones cruzadas, una de mis estructuras sedimentarias favoritas. Aparentemente las de surco son predominantes y, por la escala, podrían asociarse a dunas submarinas. Estos ejemplos pueden verse alrededor del Tormo Gros.


En la esquina inferior derecha pueden apreciarse tres sets de estratificación cruzada planar separados por sendas superficies de reactivación

Estratificación cruzada de surco. Y también taffonis (ese tipo de erosión alveolar en la zona central de la imagen), que se suponen originadas por la acción de la sal

Detalle de estratificación cruzada de surco
Así pues nos encontramos con materiales depositados en un ambiente marino muy energético (y por tanto poco profundo) posiblemente de shoreface (plataforma interna), en la que aparecen los característicos cuarzos rojos del Keuper y moldes de evaporitas. Verdaderamente intrigante. ¿Qué relación tienen estos materiales con los que le rodean? Pues en la base de la Mola están en contacto discordante con las características margas azules (en ocasiones amarillas) que en la región se conocen como 'tap'. Ello es visible en una calle del pueblo que discurre en dirección oeste entre campos de labor.

En primer término las margas azuladas en facies tap. al fondo, tras el apoyo de la línea eléctrica y coronando la ladera, las ruditas de la Mola

Detalle de las margas en facies 'tap' visibles en un ribazo desmoronado. Arriba y a la izquierda el Tormo Gros
Las margas del tap son neógenas y corresponden con ambientes de plataforma interna, poco energéticos. Esto nos da la primera pista acerca de la edad de estos materiales: evidentemente son posteriores al tap y en conjunto sugieren un descenso de profundidad del mar neógeno. Echemos un vistazo desde arriba:

 Vista desde el Tormo Gros en dirección SO. En el centro de la imagen, al pie de la pendiente, el punto desde el que se tomó la imagen anterior

Vista en dirección NE, hacia el mar
Desde la Mola es posible hacerse una idea muy buena de la comarca. Un valle de estructura sinclinal que discurre siguiendo una dirección claramente bética y que conduce desde el mar hacia el interior con una suave pendiente, razón por la que el camino Real discurre por aquí. Esta comarca, en la que se asientan localidades tan conocidas como Xàtiva, se denomina La Costera, que en valenciano significa "cuesta". Este valle está delimitado en su vertiente norte por la sierra de Enguera y por la sur por la sierra Gorda o Grossa.

Para acabar, echemos un vistazo desde el espacio.

Vista satélite de la Costera. Montesa en el centro de la imagen. Fuente: Google Earth
Para resolver el enigma de estos materiales que afloran en la Mola (conocidos, genéricamente, como molasa de Montesa) investigamos un poco más y, para ello, recurrimos a la hoja correspondiente del Mapa Geológico Nacional a escala 1:50.000, que es la número 794 (Canals). Y descubrimos que la molasa de Montesa es parte de una historia apasionante. En primer lugar, consultamos el esquema tectónico. En él confirmamos que efectivamente nos encontramos frente a un valle sinclinal relleno por materiales terciarios (en color amarillo) flanqueado por materiales cretácicos (verde) y, de tanto en tanto, algún afloramiento lineal triásico (rosa).

Esquema tectónico. La estrella marca la situación aproximada de Montesa
Los autores de la hoja ya reconocieron la complejidad del terreno (a pesar de la aparente simpleza que se aprecia a escala regional) y decidieron ser meticulosos. Reconocieron que los componentes de la calcirrudita provenían del Keuper, pero a través de un mecanismo más complejo de lo que parece a primera vista: el diapirismo. Tras esta palabra griega (que significa 'perforar') se halla un fenómeno espectacular.

En alguna ocasión ya hemos hablado del Keuper, que aflora ampliamente en el término de Cortes (véase la entrada El Keuper en Cortes de Pallás). Este piso del Triásico contiene el registro de la regresión marina que siguió al Muschelkalk, momento en el que se depositaron grandes espesores de sales evaporíticas, incluyendo halita (sal común). La sal no suele aparecer en superficie porque se disuelve con facilidad, pero sí se encuentra en el subsuelo y es el origen de muchas salinas situadas en el interior del Este peninsular. Tras el Triásico se sucedieron una serie de regresiones y transgresiones durante las cuales se depositaron los materiales jurásicos y cretácicos, de naturaleza detrítica y carbonatada. Así pues tenemos una tarta mesozoica de tres pisos, con el Trías en la base. Los materiales evaporíticos tienen una propiedad muy especial, tienen una densidad inferior a la de la media de materiales que componen la corteza terrestre. Por tanto, y por raro que parezca, tienden a flotar. Lo repito: tienden a flotar. Así es, rocas más ligeras que flotan en el seno de otras más densas. No hay nada físicamente extraño en ello. Pero nuestra mente rechaza esta idea ya que, en nuestra experiencia, las rocas no flotan, y menos aún en otras rocas. Pero así es.

Por tanto, tenemos una situación inestable que sólo espera un mecanismo desencadenante. En este caso bien puede haberse tratado de alguna fractura en el zócalo reactivada a consecuencia del empuje de la placa africana contra la europea, que atrapó a Iberia entre medias desde finales del Cretácico. Así se interpreta la flexura que constituye el flanco norte del sinclinal (esta es una historia más larga pero no tenemos necesidad de entrar en ella, por ahora).

Y entonces una burbuja de material plástico del Keuper inició su ascenso hacia la superficie, rompiendo la cobertera cretácica e irrumpiendo en el mar Tortoniense. En su camino hacia arriba esta burbuja abombó la superficie a la vez que se formaba un surco periférico, llamado técnicamente 'sinclinal periférico'. Es fácil visualizar este proceso al recordar una burbuja de vapor que rompe, lentamente, la superficie de un caldo muy espeso (o una cazuela con chocolate). También podemos recordar esas lámparas en la que burbujas de colores vivos ascienden muy lentamente al calentarse hacia la parte superior, donde se deforman al alcanzar la superficie.

Los materiales del Keuper rellenaron esta zona deprimida (el sinclinal periférico) y fueron redistribuidos por las corrientes y el oleaje, depositándose sobre las margas del tap y llegando a entrar en contacto incluso con los materiales cretácicos que forman las sierras de los flancos.

Cabe preguntarnos dónde está ahora todo ese Keuper, ya que como vemos en el mapa regional los afloramientos triásicos son escasos en las inmediaciones de Montesa. En efecto, veamos el siguiente extracto del mapa geológico:

La calcirrudita de La Mola es la franja naranja cartografiada sobre Montesa. En amarillo el tap Tortoniense con el que las primeras se encuentran en contacto discordante. En la esquina superior izquierda la sierra de Enguera (Cretácico)

La explicación ofrecida por los autores es que las sucesivas fases de compresión alpina (que originaron, recordemos, el levantamiento de los Pirineos, las Béticas y las cordillera Ibérica) terminaron por estrangular la extrusión de sal y configurar las estructuras actuales. A la vista de ello nos ofrecen el siguiente perfil a través de la región:

Sección de NO a SE a través del sinclinal. La flecha indica la posición de Montesa. En rosa los materiales subyacentes del Keuper. Azulpara el Jurásico, verde para el Cretácico y tonos amarillo-naranjas para el Terciario. Fuente: IGME-MAGNA50
¿Qué vemos en la sección anterior? A la derecha el anticlinal 'en champiñón' característico de los diapiros salinos bien desarrollados. Fijaos como da lugar a una superficie elevada rodeada de dos zonas más deprimidas (los sinclinales periféricos). En el centro del champiñón aparece el único resto de la extrusión reconocible en la forma de un afloramiento superficial del Keuper. A la izquierda, en amarillo, los materiales del tap que rellenan el sinclinal del flanco norte que se depositaron en el mar a la vez que el Trías rompía en la superficie. Ellos mismos también están deformados, tanto por el diapirismo como por las últimas fases de la compresión alpina. La flecha en la izquierda representa la ubicación de Montesa. En el centro se indica todavía "Ctra. Madrid-Valencia", el antiguo camino Real. Cabe añadir que la molasa de Montesa no se encuentra sólo en esta localidad sino que aflora en otros puntos, como por ejemplo, Vallada, ya que representa un fenómeno de escala regional.

Para completar nuestro relato sólo nos falta añadir la escala temporal. Aquí va un extracto de la escala cronoestratigráfica. Localizad los periodos relevantes en nuestra historia: el Triásico, el Cretácico y, especialmente, el Tortoniense.

Es este primer extracto se encuentra el Triásico. A la derecha, la escala en millones de años. El Keuper es la época correspondiente al Triásico superior. Fuente: Stratigraphy.com

En esta segunda escala vemos el Cretácico (en la base) y el Cenozoico o Terciario en al parte superior. el Tortoniense tiene una edad asignada de entre, aproximadamnete, 11 y 7 millones de años. Fuente: Stratigraphy.com
Demos un último repaso a la historia. En unas salinas de extensión continental se depositaron, hace más de 200 millones de años, enormes cantidades de evaporitas. Durante decenas de millones de años, mientras el mar iba y venía depositando las enormes series jurásicas y cretácicas, estos materiales permanecieron enterrados a kilómetros de profundidad. Sin embargo, el ir y venir de las placas africana y europea acabaron por ponerlas en rumbo de colisión. La reactivación de antiguas fracturas en el zócalo, previas a la deposición de los materiales triásicos, generó las condiciones favorables para que parte de esta masa evaporítica, más ligera, iniciase lentamente su ascenso, posiblemente antes del fin del Cretácico (hace más de 65 millones de años). A finales del Cretácico el mar se retiró de la zona, aunque no por demasiado tiempo, ya que a comienzos del Neógeno volvió a invadir la zona. Eventualmente la masa evaporítica acabó por romper la superficie e inundó el mar Tortoniense, hace unos 10 millones de años, y las evaporitas y otros materiales que les acompañaban, junto con fragmentos de la cobertera (conocida como "cap rock") quedaron repartidos sobre los anticlinales periféricos que, a su vez, se iban rellenando por sedimentos más propios del ambiente, como las margas del tap. Finalmente, el mar acabó por retirarse hacia el este y la zona quedó expuesta a la erosión y sedimentación continental (el río Canyoles drena la comarca hasta encontrase con el Júcar). Por último el ser humano apareció por la zona y decidió que la Mola de Montesa era un buen lugar para construir un castillo y dominar la ruta que conducía desde la costa hacia el interior de la Meseta.

Esta historia es la que está escrita en las rocas de la zona y el hecho de que podamos llegar a leerla es lo que hace tan maravillosa a esta ciencia.

Para terminar os dejo esta imagen de Montesa con el sinclinal periférico norte detrás y la serra Grossa (flanco norte del anticlinal en champiñón) en segundo término.

Vista hacia el sur de Montesa y la serra Grossa

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