viernes, 21 de noviembre de 2014

Las Montañas de Las Marinas: Entre el mar y el cielo (I)

En los dos artículos anteriores comenzamos un viaje a través de la geología de esta zona de la costa alicantina partiendo desde el Peñón de Ifach, en el mar mediterráneo, y avanzando hasta Oltà. Vimos que ambos son grandes bloques desprendidos desde la sierra de Bernia y desplazados hasta su ubicación actual en un viaje increíble. Es el momento de continuar avanzando hacia arriba y conocer cómo llegaron a producirse semejantes sucesos.

La sierra de Bernia

La sierra de Bernia constituye una muralla imponente en la cual las calizas del Mioceno se elevan verticalizadas hasta alturas superiores a los 1.000 m formando una cresta increíble.

Bernia desde Oltà
La cresta de Bernia desde Oltà. En primer término el Barranco de L'Estret, resultado de la sobreimposición de la red fluvial durante el plegamiento de la sierra de Benissa


Durante el ascenso encontramos las evidencias que unen a Bernia, Oltà y el Peñón en la forma de fósiles. Los mismos foraminíferos y restos de otros animales que vivieron en el Thetys hace más de 20 millones de años.

Equínidos
Fragmento de la teca de un equínido

Nummulites
Nummulites en las calizas eocenas de la cresta de Bernia

El sendero PR-CV 7 nos conduce a través de la cresta por un túnel angosto de origen natural, el ‘Forat de Bernia’. Una vez al otro lado recorremos toda la vertiente sur al pie del imponente espinazo rocoso admirando los estratos totalmente verticales.

Cresta de Bernia
La cresta de Bernia en su ladera meridional

Y una vez en la cima de Bernia disfrutamos de las excelentes vistas. Mirando hacia el este vemos la Muela de Oltà y, al fondo, entre las nubes, el Peñón. Es la vista complementaria de la que ya pudimos disfrutar desde este último.

Desde Bernia hacia Calpe
Vista desde la cima de Bernia. Al fondo se distingue la meseta de Oltà. Más al fondo, insinuándose entre las nubes, el Peñón de Ifach

Si miramos hacia el norte vemos la sierra de Ferrer, prolongación geográfica de la de Bernia aunque, en este caso, los materiales que forman la cresta son más antiguos, cretácicos. Una falla pone en contacto ambas alineaciones (el sendero que se ve en primer término aprovecha la traza de ésta para cruzar de este a oeste). Fijaos también en el espectacular encajamiento del barranc del Curt, quizá otro ejemplo de superposición de la red fluvial (como ya vimos que ocurría con el barranc de l’Estret, en la vecina sierra de Benissa).

Sierra de Ferrer
La sierra de Ferrer desde Bernia. En el centro de la imagen el espectacular encajamiento del barranc del Curt

Las emociones experimentadas al recorrer Bernia y admirar este sensacional paisaje montañoso, donde la geología se desnuda ante nosotros y se muestra de forma espectacular en las secuencias verticalizadas, son intensísimas. Es inevitable preguntarse: ¿qué fuerza motivó la elevación de tan abruptas sierras? ¿Qué provocó que el fondo del mar de Thetys acabase a 1.000 de altura y tumbado sobre su costado? La formación de las cordilleras Béticas, de las que estas montañas forman parte, se debe a la colisión de la placa africana con la europea. La compresión provocó la elevación, el plegamiento y fracturación de los materiales. Pero no solo hubo compresión. En el curso de la orogenia se manifestaron también procesos distensivos en los cuales la corteza se fracturó y adelgazó facilitando el ascenso de materiales menos densos, un proceso conocido como diapirismo (y que ya analizamos aquí). En este caso, como en tantos otros en en la zona mediterránea, las evaporitas del Triásico ascendieron aprovechando el contexto distensivo a favor de fallas normales, como las que limitan la sierra de Bernia. Estos materiales levantaron y rompieron la cobertera suprayacente, englobando como bloques los fragmentos arrastrados o empujándolos a zonas próximas, como ocurrió con Oltà o el Peñón.

Si desde nuestra atalaya miramos hacia el sur de Bernia encontramos las evidencias de este proceso.

Bernia hacia Puig Campana
El macizo del Puig Campana y el diapiro de Altea desde la cima de Bernia

Entre Bernia y el macizo del Puig Campana se extiende un amplio valle en el que se encuentran poblaciones como Altea, Alfaç del Pi, Polop la Marina, La Nucía y Callosa d’En Sarrià. Se trata de el diapiro de Altea o, mejor dicho, los restos de su desmantelamiento. Al tratarse principalmente de arcillas y evaporitas, muy deleznables, su fácil erosión ha dejado este valle entre las montañas. Es la cicatriz que el diapiro dejó en lo que anteriormente fueron fondos marinos en distintas épocas. La edad de los materiales afectados hace pensar que su ascenso pudo comenzar ya en el Cretácico, aunque la principal actividad se desarrolló en el Oligoceno y el Mioceno.

Triásico
Materiales triásicos resedimentados junto a la autopista AP-7. Al fondo, la sierra de Bernia. Fuente: Google Earth - Strees view

Un vistazo a la hoja del mapa geológico de España donde se cartografía esta zona nos permite ver el aparente caos de unidades litoestratigráficas que se corresponden con los bloques que, como pasas, adornan el pastel de los materiales triásicos.

Geológico
Mapa geológico del Ponoig, el diapiro de Altea y la sierra de Bernia. Fijaos en la diversidad de islas de distintos colores que representan los bloques de distintas edades englobados en el triásico, de color rosado. Modificado del MAGNA50 - IGME, hoja de Benidorm

El Ponoig y el Sanxet

Al otro lado del diapiro de Altea se levanta el Ponoig. Se trata de otra montaña fantástica que se mira frente a frente con la Sierra de Bernia, con alturas muy similares aunque materiales distintos: la cresta de Bernia está formada por calizas miocenas mientras que el macizo del Ponoig está constituido por calizas del Cretácico superior. Gabriel Miró llamó al Ponoig ‘el león dormido’. Y, efectivamente, eso es lo que parece cuando se ve desde Polop.

Ponoig
El Ponoig, un león dormido visto desde Polop de la Marina

En el ascenso al Ponoig por el collado de Cigarri tenemos ocasión de volvernos hacia atrás para ver las montañas que dejamos atrás desde que empezamos nuestro viaje: Bernia, Oltà y el Peñón.

Bernia desde Cigarri
El peñón de Ifach desde el collado de Cigarri

Y también podemos admirar la imponente presencia del Puig Campana. Las rocas de éste son aún más antiguas, del Jurásico.

Puig Campana
El Puig Campana desde el collado de Cigarri

Pero lo que es verdaderamente impresionante es pensar que tanto el Ponoig como el Campana son dos montañas desarraigadas. Al igual que ocurre con el Peñón y con Oltà, pero a una escala aún mayor, son dos gigantescos bloques arrancados del lugar al que pertenecen y arrojados a reposar, como tantos otros de menor tamaño, entre el caos provocado por el diapirismo. Al menos esa es la hipótesis de los autores de la hoja del MAGNA de Benidorm.

Sección Ponoig
Sección a través del Ponoig y el margen septentrional del diapiro de Altea. Se representa la interpretación del Ponoig como un enorme olistostroma desplazado sobre el triásico plástico. En el NNE la megabrecha Langhiense engloba multitud de bloques de edades desde el Cretácico superior hasta el Eoceno. triásico, de color rosado. Fuente: MAGNA50 - IGME, hoja de Benidorm

Las calizas que forman el Ponoig se encuentran, a pesar de sus avatares tectónicos, bastante íntegras. Pero algo ocurre con el Sanxet. Entre ambos macizos discurre un maravilloso valle, el barranco de Gulapdar. En él se produce el contacto concordante entre las calizas margosas del Cretácico terminal (en su ladera sur) y el Eoceno del la ladera norte, aunque sobre ellas y de forma discordante aparece otro tipo de materiales: se trata, según la cartografía, de una megabrecha que resulta ser una vieja conocida nuestra. Al comenzar a descender desde el collado del Llamp algo nos llama la atención. Es inevitable reparar en la estructura que se intuye en el centro del valle:

Gulapdar desde el Llamp 
Al acercarnos descubrimos que es lo que nos llamaba la atención a desde la distancia, aunque entonces no hubiéramos sabido de qué se trataba. Las calizas margosas del Cretácico terminal (Maastrichense) tienen un aspecto curioso: parecen cortados a taquitos, como si fuesen jamón serrano para los macarrones.

Foliación 2

Los planos de estratificación constituyen la foliación primaria (S0), casi vertical y de dirección aproximada OSO-ENE (lo cierto es que no la medí, por lo que he procurado deducirla a partir de la vista satélite), mientras que existe una segunda, S1, que forma un ángulo con la anterior de unos 45º (en el plano horizontal, en el vertical, como se ve, la S1 buza claramente hacia el ENE). La intersección de ambas es la responsable de romper la roca en bloques definiendo lo que se conoce como una lineación. La primera foliación se debe a la deposición horizontal del sedimento en el fondo del mar finicretácico, pero ¿de dónde viene la segunda? Si nos fijamos en detalle observamos que la foliación S1  se debe a la existencia de una familia de fracturas de extensión que, en algunos casos, están rellenas por vetas de calcita.

Foliación 3
Familia de fracturas de extensión (en dominó) parcialmente rellenas de calcita en las calizas margosas del Cretácico terminal

Y resulta que esto puede constituir otra consecuencia del modo en que se formaron estas montañas. Recordemos que las Béticas se levantaron como resultado de la colisión entre la placa africana y la europea, que atrapó a Iberia entre medias. Sin embargo, esta colisión no fue, durante toda su duración, un choque frontal. En cierto momento el movimiento de Iberia poseía una componente dextral en relación a África. Esto quiere decir que un pasajero en el norte de África habría visto a Iberia desplazarse hacia la derecha a la vez que una colisionaba con la otra (y lo mismo habría visto otro observador en el sur de Iberia mirando hacia África). Iberia resbalaba hacia el este, podríamos decir. Este movimiento se acomoda gracias a un conjunto de fallas transcurrentes.

En nuestro caso, diría que eso se traduce en la formación de una posible zona de cizalla, lo cual es compatible con la estructura observada en el barranco de Gulapdar. El caso es que esta lineación motivada por los esfuerzos tectónicos también puede verse a mayor escala en los escarpados acantilados que delimitan el macizo del Sanxet. Se trata de una estructura muy llamativa que da a la pared de roca la apariencia de estar formada por multitud de tubos de órganos, lo que recuerda (algo) a la disyunción columnar de los basaltos.

Lineación Sanxet (2)
En la cara sur del Sanxet se distingue la lineación causada por la intersección de la estratificación original de las calizas oligocenas (vertical y casi paralela al plano de la fotografía) y la foliación tectónica descrita en el texto.

Dentro de la matriz de la megabrecha aparecen grandes bloques englobados en ella (de hecho de inmenso tamaño, bloques que aparecen retorcidos, contorsionados. Se trata de capas afectadas por procesos de deslizamientos en slumps como los que ya vimos en Oltà, por debajo de las calizas eocenas.

Detalle bloque megabrecha
El barranco del Gulapdar desde la coveta Mosquera

Estos bloques nos permiten aplicar un principio básico, el de relaciones de corte. Efectivamente, al observar en detalle la estructura vemos que, además, del plegamiento propio del deslizamiento de la capa de forma previa a su completa litificación (el slump propiamente dicho) sobre ella se superpone la foliación tectónica descrita anteriormente, que afecta penetrativamente a todo el cuerpo. De esta forma, en realidad existen varias fases de deformación:


  • La deposición original de las calizas, horizontales en el fondo del mar
  • La formación de fallas en el contexto de un margen activo en la colisión continental descrita, en una primera fase con la subducción de la corteza oceánica del Thetys
  • El deslizamiento gravitacional que desplazó los bloques hasta su emplazamiento a favor de las fallas del margen continental
  • La verticalización del conjunto en la etapa compresiva posterior
  • La aparición de la zona de cizalla al generalizarse el carácter trascurrente, que podría ser el origen de la foliación tectónica descrita

Tanto trajín ha dejado la roca triturada, lo que quizá contribuya al encajamiento del barranco.

Cova de la Moscarda
La coveta Mosquera parece ser un bloque de calizas margosas cretácicas slumpizadas que forma parte de la megabrecha Langhiense

Si bien los bloques individuales tienen una edad que se extiende desde el Cretácico superior hasta el Mioceno, se atribuye la redeposición al Langhiense. Esto, a su vez, hace que el establecimiento de la zona de cizalla (si resultase ser ese el origen de las estructuras descritas) se pueda situar en ese momento, hace a lo sumo, 14 Ma. 

Megabrecha

Desde lo alto del Sanxet podemos mirar hacia el sur para divisar nuestro próximo destino, el Puig Campana, el Castellet y, a lo lejos, el Cabeçó d’Or.

Sanxet hacia el sur
Vista hacia el sur desde la cresta del Sanxet. A la izquierda el Puig Camapna. En el centro, en primer término, Els Castellets. Al fondo el Cabeçó d'Or

En el descenso de regreso a Polop vemos las margas que constituyen la matriz de la megabrecha aflorando con claridad en el barranco del Gulapdar.

Margas Gulapdar
Matriz margosa de la megabrecha Langhiense en el barranco del Gulapdar

En nuestra próxima entrada ascenderemos al mítico Puig Campana y daremos un salto al norte para visitar la Serrella. No obstante, os adelanto cómo se ven el Ponoig y el Sanxet desde la segunda cima más alta de la provincia.

Ponoig y Sanxet
El Sanxet (a la izquierda) y el Ponoig (a la derecha) desde la ladera norte del Puig Campana. Un increíble paisaje de alta montaña en la provincia de Alicante

Referencias:

Mapa geológico de España MAGNA50. Hoja 848 – Benidorm. Instituto Geológico y Minero de España.
Mapa geológico de España MAGNA50. Hoja 847 – Villajoyosa. Instituto Geológico y Minero de España.

Este artículo participa en la X edición del Carnaval de Geología, alojado por el blog Biblioteca de Investigaciones.

logo-oficial-x-carnaval-de-geologc3ada
[Si este artículo te ha resultado interesante considera la posibilidad de compartirlo]



Leer más...