domingo, 21 de diciembre de 2014

Las montañas de La Marina. Entre el mar y el cielo (II)


Hay un lugar en la costa del Mediterráneo donde uno puede sentarse en lo alto de una montaña a 1.408 m de altura y observar el mar, situado a tan sólo 8 kilómetros de distancia. El Puig Campana es una montaña fantástica y constituye una atalaya excepcional desde la que contemplar las montañas de las dos Marinas (la Alta y la Baja). Y qué montañas: Las sierras de Bernia y Ferrer, el Ponoig, el Sanxet, la sierra Helada, la sierra de Aitana y la Serrella, el Cabeçó d’Or…son visibles desde su cumbre.
En la continuación de nuestro viaje, que nos ha traído desde el peñón de Ifach y Oltà hasta El Ponoig y el Sanxet pasando por Bernia, ascenderemos a esta icónica montaña valenciana y buscaremos pistas acerca de su origen.

El Puig Campana

En nuestro recorrido por las montañas de las Marinas nos hemos acostumbrado a ver estratos verticalizados pero, salvo Bernia, nada puede competir con las agujas increíbles del Campana. Podemos ascender desde Polop, prolongando nuestra caminata desde el Coll de Cigarri y por el Coll del Pouet o bien, en la ruta clásica, desde Finestrat. Esta última opción es la que elegí yo. De hacerlo así, el Campana se alzará ante nosotros de forma imponente, si bien hemos de tener en cuenta que lo que vemos no es la cumbre de la montaña sino la cima secundaria y el Pic Prim (1.318 m.s.n.m), a la izquierda del todo y en primer término.

Pic Prim y Campana
El Puig Campana desde Finestrat. A la izquierda las agujas del Pic Prim. Ala derecha el propio Campana del que, sin embargo, no vemos la cima principal.

En la aproximación desde La Font del Molí distinguimos la canal que asciende con una pendiente próxima al 45% entre ambas cumbres. Se trata del Barranc de les Marietes, ruta que ha sido homologada recientemente como kilómetro vertical.

km vertical
Señalización del kilómetro vertical recientemente homologado. Esta ruta asciende por la famosa pedrera.

Antes de que el camino nos obligue a centrarnos en subir, tenemos ocasión de ver las rocas que constituyen la base del Campana. En general se trata de calizas y dolomías (según el MAGNA) del Jurásico superior. Al menos en la base, el aspecto es oqueroso y se encuentran cavidades de origen kárstico. Y también algún nivel fosilífero.

Fósiles Campana 1
Fósiles indeterminados en la aproximación al inicio de la pedrera.

Pronto nos encontramos ascendiendo por la famosa Pedrera del Campana. Es una forma del paisaje muy característica de estas montañas (las de Bernia son especialmente espectaculares) y se deben a la acumulación de bloques de roca decimétricos fracturados que descienden por la ladera. Recordemos que, pese a estar junto al mar, la altura de estas montañas supera los 1.000 m, lo que hace que el efecto de acuñamiento de agua al transformarse en hielo en las grietas (gelifracción) sea muy efectivo. En la Canal se desarrolla un bosquecillo de carrascas muy agradable y al ascender ganamos una gran vista de Finestrat y, a partir de cierto punto de Benidorm.

La Canal 2
Vista hacia Finestrat desde la Pedrera. La zona deprimida pertenece al diapiro de Finestrat (véase el texto).

A la izquierda las calizas jurásicas verticalizadas del pic Prim contrastan vivamente con la profunda hondonada en la que se asienta Finestrat. Pronto averiguaremos algo más en relación con esto. Por ahora bastante tenemos con alcanzar la cumbre, lo que nos proporciona unas vistas fantásticas en todas direcciones. Antes, al final de la pedrera, pasamos bajo las agujas del Pic Prim. Las imágenes hablan por sí mismas.

Pic Prim
Estratos jurásicos verticalizados del Pic Prim

Benidorm desde el Campana
Benidorm desde el ascenso al Puig Campana. La sierra Helada aparece en el fondo izquierda. En el centro derecha la sierra Cortina, cuya elevación se atribuye, al menos en parte, a la actividad del diapiro de Finestrat


Bahía de Altea
La sierra de Bernia (al fondo) y el diapiro de Altea (zona deprimida) desde la cima del Campana. A la izquierda, en primer término, el Ponoig. En el centro derecha se intuye el Peñón de Ifach asomando tras el Morro de Toix.

Hacia el norte tenemos de fondo la sierra de Aitana (el pico Aitana es la mayor altura de la provincia de Alicante, algo por encima del Campana con sus 1.558 m.s.n.m.). Por delante de esta imponente alineación la sierra de la Peña de Sella y el Peñón Divino constituye un pliegue encofrado de flancos extraordinariamente verticales en materiales ya terciarios, de hecho el Eoceno y Oligoceno que también afloran en Aitana. En primer plano aparecen els Castellets, cretácicos. Se trata de un conjunto de pliegues paralelos con dirección bética que tiende hacia la alineación E-O en el caso de esta última. Estas estructuras se atribuyen a una tectónica de piel fina en la que el Senonense ha actuado como nivel de despegue (ver el mapa geológico más adelante).

Aitana
Así de espectacular aparece ante nosotros la secuencia de pliegues de Els Castellets, el Alt de la Sella y, al fondo, la sierra de Aitana, máxima altura de la provincia de Alicante.

El descenso por la cara norte es vertiginoso y conviene andar con cuidado. Una vez pasado coll del Pouet vamos bordeando el Puig Campana.  A nuestra izquierda la sierra de Aitana  y els Castellets. Aquí podemos ver una de las características más llamativas del Campana y que posee su propia leyenda. Se trata de la brecha de Rolando. Según se dice, este caballero abrió la brecha al golpear la montaña con su espada y el fragmento cayó al mar formando la isla de Benidorm. La leyenda se viene abajo al comprobar que tal historia es imposible si se considera que la isla está formada por materiales cretácicos (ya que no es más que la prolongación de la sierra Helada) mientras que el Puig Campana es, como sabemos, jurásico.

Brecha de Rolando
La brecha de Roldán es una hendidura en la cresta del Pic Prim. Así se ve desde el sendero que desciende a Finestrat por la ladera norte.

Aquí encontramos junto al camino un bloque caído con abundantes secciones de rudistas.

Rudistas
Rudistas en un bloque calizo junto al sendero de la ruta norte al Campana.

A partir de este punto empezamos a observar importantes indicios en relación con el origen del Puig Campana. En sus flancos norte y oeste hay una estructura en materiales cretácicos que tiene una relación complicada con la montaña. A nuestra derecha, mirando al norte, se extiende la sucesión continua hasta el Cretácico superior de Els Castellets.

Els Castellets
Alineación vertical en materiales cretácicos de Els Castellets. Más allá se extiende la sucesión terciaria plegada. Al fondo la Sierra de Aitana.

Sin embargo, el contacto entre las calizas arenosas y margas verticalizadas del Aptiense-Albiense y el Jurásico-Cretácico inferior del Campana es mecánico. Las capas se uno y otro cuerpo están verticalizadas, pero su dirección no coincide sino que forman un ángulo muy evidente en campo. En las siguiente imagen se ve muy bien esto.

Contacto discordante
Discordancia angular entre los materiales del Cretácico superior (en primer término, atravesados por el sendero) y las calizas verticales jurásicos del Pic Prim (al fondo). 

Y todavía más adelante vemos claramente el Cenomaniense, subhorizontal, formando un escarpe en clarísima discordancia angular con el Pic Prim.

Cenomaniense
Las capas verticales jurásicas del Pic Prim frente a las dolomías cenomanienses  subhorizontales que forman el escarpe del centro derecha de la imagen.

La última pista la encontramos en el descenso a Finestrat. Atravesamos un conjunto caótico de bloques de dolomías carniolares, brechas, margas y arcillas versicolores yesíferas. Es inevitable asociarlo con el Keuper y, efectivamente, así es. Salvo que lo que vemos es un conjunto de materiales y bloques resedimentados.

Carniolas
Carniolas resedimentadas junto con las arcillas y margas triásicas. 

Arcillas
Una vista de las arcillas y margas versicolores triásicas tal y como aparecen en la llegada a Finestrat por el sendero de la cara norte del Puig Campana

En realidad, lo que estamos viendo es el diapiro de Finestrat. Si hemos estado atentos, habremos visto aflorar extensamente los materiales triásicos a lo largo de la CV 761 y en el propio pueblo de Finestrat.

Triásico Finestrat
Afloramiento triásico en el acceso a Finestrat por lña CV 761. Fuente: Street view - Google Earth

Es hora de echar un vistazo al mapa geológico. Vemos como los materiales triásicos delimitan por el sur el macizo del Puig Campana, que constituye el único afloramiento jurásico en la zona, rodeado por todas partes por contactos mecánicos.

Geológico Finestrat
Mapa geológico del Puig Campana. Obsérvese como el jurásico del Campana aparece intercalado entre contactos mecánicos cortando a través del cretácico (en verde). Al sur aparece el arco del accidente tectónico de Finestrat, flanqueado al norte por los materiales diapíricos triásicos (violeta) y al sur por la sierra Cortina. Al norte,más allá de Els Castellets se extiende la secuencia terciaria (color anaranjado). Fuente: InfoIGME

Los autores de la hoja de Villajoyosa proponen que el origen del Puig Campana está en un proceso de ‘push up’ provocado por el movimiento de dos fallas trascurrentes en relevo compresivo (algo complejo que podemos simplificar imaginando lo que ocurre cuando apretamos un plátano y la fruta sale proyectada hacia arriba desde su envoltorio). De esta forma, el jurásico del Puig Campana aparece verticalizado cortando como un cuchillo a través de la cobertera.

Por el contrario, en la memoria de la hoja de Benidorm se atribuye a un régimen trascurrente dextral (en el cual los dos bloques a ambos lados de una falla vertical se mueven de forma que parece que el de enfrente se desplaza hacia la derecha) la formación del diapiro de Finestrat (próximo al de Altea pero distinto de él). De esta forma se trataría de un fenómeno ‘pull apart’ generado en un contexto distensivo, y no compresivo. En esta hoja se interpreta que el macizo del Puig Campana (lo incluye a éste y al Ponoig) son, en realidad, olistolitos kilométricos emplazados a favor de la distensión entre los materiales de origen triásico. Esta misma hipótesis es la defendida por Del Olmo et al. en su artículo sobre el diapirismo del margen suribérico en la Revista de la Sociedad Geológica de España.

 Ambos escenarios desafían la imaginación.

Para terminar este recorrido vamos a dar un salto hacia el mar para observar de nuevo todas estas montañas desde el mar. Concretamente desde el sedero que conduce desde El Albir hasta el faro de Punta Bombarda.

Campana desde Bombarda
Las montañas de la Marina que hemos visitado desde el sendero del faro de Punta Bombarda: a la izquierda el Campana, a continuación el Sanxet, el Ponoig y, a la derecha del todo, la sierra de Bernia. 

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.

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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.

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domingo, 12 de octubre de 2014

Vacaciones y geología en Calpe. La sierra de Oltà.


En el anterior artículo presentamos la fantástica historia acerca del origen del peñón de Ifach, en Calpe. Como vimos, este inmenso monolito rocoso no es más que un bloque desprendido de otro aún mayor, la sierra de Oltà. Para entender qué quiere decir y cómo pudo llegar a producirse semejante hecho hemos de recurrir a la Geología, esa herramienta que nos permite leer el pasado. Gracias al trabajo realizado en el campo y el laboratorio por muchos geólogos hemos podido reconstruir un momento clave en la formación de Iberia tal y como la conocemos: la colisión entre África y Eurasia, dos inmensos continentes que atraparon a la microplaca ibérica entre medias. Recordemos cómo era esta región del mundo en aquel momento, el Oligoceno, hace más de 23 millones de años:

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Europa en el Oligoceno. Un círculo señala la ubicación aproximada de lo que será Calpe. Fuente: © Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems
Durante el Oligoceno en el fondo de un menguante mar de Thetys se acumulaban enormes espesores de restos esqueléticos de seres vivos. Estos restos constituyen las calizas que forman el peñón y los cantiles que coronan la sierra de Oltà (y la de Bernia, y el Morro de Toix). Sin embargo, en el Mioceno (el periodo inmediatamente posterior) el ambiente se vuelve algo más inquieto, y el fondo del Thetys empieza a recibir materiales procedentes del inestable borde de Iberia: estos escombros, procedentes del levantamiento de las montañas que ahora son la cordillera Bética, venían en avalanchas a reposar sobre las calizas oligocenas.

Hasta aquí el resumen de la historia. Y una historia asombrosa, por cierto. Ahora bien, ¿dónde están las pruebas de estos sucesos? ¿Podemos ver algo de esto en las rocas? ¿Dónde está escrito este relato? Son preguntas interesantes. Y para responderlas hemos de salir al campo. Así que allá vamos.

No puede decirse que haya muchos senderos señalizados en torno a Calpe, pero uno de ellos, el PR-CV 340, es muy interesante. Se trata de un sendero que permite rodear por completo la pequeña muela que constituye la sierra de Oltà ascendiendo, también, a la cima. Tiene unos 10 km de longitud y normalmente se inicia desde la zona de acampada. Pero para nuestros fines es mejor comenzar ascendiendo por la pista que sube a la Ermita Vella desde las inmediaciones de la estación de ferrocarril. Es un poco más duro, pero nos permite investigar los acontecimientos que nos ocupan.

Peñón
El peñón de Ifach desde el sendero de ascenso hasta la Ermita Vella

Cuando comenzamos el ascenso por la pista podemos ver, en primer lugar, unas margas de color crema/azulado y textura nodulosa. Se trata de las mismas que se encuentran en la base del peñón, visibles junto al inicio del paseo junto al puerto de Calpe. Más adelante vemos que los taludes exponen una secuencia de calcarenitas estratificadas en bancos decimétricos separados por niveles arcillosos.

Margas azuladas
Margas y arcillas en el sendero de ascenso a Oltà

Turbiditas
Secuencia turbidítica: alternancia de calcarenitas y arcillas

En esencia se trata de los materiales expuestos en la playa del Arenal y que estudiamos en un artículo anterior disponible aquí. Como ya vimos entonces, nos encontramos ante una serie turbidítica. Las margas de color crema/azulado representan el fondo marino preexistente. De tanto en tanto la tranquilidad reflejada por las margas desaparecía y se establecían condiciones algo diferentes. Como hemos dicho antes, la inestabilidad del margen continental se traducía en avalanchas submarinas: flujos de gravedad que transportaba material desde la plataforma continental hasta el fondo de la cuenca oceánica. Conforme el flujo pierde velocidad deposita su carga en función de su masa, radio hidráulico, etc. De esta forma aparece la serie ordenada que finaliza con la sedimentación por decantación de la fracción arcillosa, más fina, que de esta forma queda como fondo marino hasta que el siguiente episodio deposita una nueva serie. Si analizamos en detalle las capas calcareníticas, más resistentes, encontramos algo que no vimos en la playa: una evidencia sensacional del paso de una corriente de turbidez. Fijaos:

Flute 2
Flute cast: estructuras sedimentarias formadas por el paso de una corriente de turbidez y preservadas como relieves positivos en la base de un nivel de calcarenitas

En la fotografía anterior se pueden ver varias cosas:
  • El contacto entre las arcillas y las calcareníticas es neto
  • El contacto, además, no es una superficie plana
  • Esa superficie presenta una serie de protuberancias bulbosas
Justamente este último detalle es el que no vimos en la playa. Esas estructuras bulbosas se conocen como ‘flute cast’ y son unos indicadores magníficos de la dirección y sentido de la corriente. En realidad, un flute cast es, como su nombre indica, es un  molde, el relleno positivo de una estructura original denominada flute. Para ver cómo se forman, he preparado uno de mis míticos croquis.

Croquis

Por tanto, estudiando la alineación de los flutes podemos conocer de dónde vino la corriente. En este caso, aproximadamente del norte (no tomé la dirección exacta). Aunque suponga adelantarnos un poco en el relato ya os anuncio que el muro de escollera que refuerza la explanada de la Ermita Vella hay bloques procedentes de esta misma formación con unos fantásticos ejemplares de flutes. Como estos:

Flutes 3
Agrupación de flute cast

Volviendo al punto dónde nos encontrábamos. Otra de las características de la serie turbidítica es la transición desde una laminación planar a otra de tipo convoluta o de ripples (rizaduras de corriente) en la parte superior de la secuencia. También aquí vemos algún ejemplo de esto, lo que confirma la interpretación:

Convolución
Laminación convoluta en el techo de un término calcarenítico en la sucesión turbidítica

A partir de cierto punto la característica alternancia entre capas arcillosas y capas calcareníticas se hace menos sistemática. De hecho, todo adquiere un aspecto más caótico, con bloques de calcarenitas ‘flotando’ en una matriz de margocalizas y arcillas sin continuidad lateral. Exploremos esta zona de transición antes de ascender a la cumbre.

La pista forestal que rodea Oltà, la cual no constituye el PR sino que se señaliza como una alternativa al mismo, sigue aproximadamente el contacto entre las calizas que constituyen la cumbre y los materiales basales que ya conocemos. Y esta zona es muy interesante. Por un lado, vemos bloques aislados, sin relación con el contexto en que se encuentran. Se trata de algunos de los escombros que vinieron talud abajo desde la inestable plataforma. Algunos de estos bloques son fácilmente reconocibles: se trata de los mismos materiales que ya hemos visto pero plegados, retorcidos, rotos. Es lo que se conoce como ‘slumps’: materiales deslizados que, por no encontrarse completamente litificados, se pliegan durante el proceso.

Slump 1
Un slump: materiales plegados caóticamente tras deslizarse en un estado semiconsolidado
Más hacia el oeste aparecen otros materiales que nos son familiares. Son arcillas de color rojizo y parduzco y margas de color verdoso fácilmente identificables como materiales del Keuper (Triásico superior)

Keuper Oltà 1
Arcillas y limos versicolores procedentes del Keuper
Estos materiales son muy interesantes. Afloran especialmente en la vertiente oeste y norte de Oltà. ¿De dónde proceden? Siendo del Keuper están separados por más de 150 millones de años de la matriz en que se encuentran. Según los autores de la hoja 848 – Benidorm del Mapa geológico de España el emplazamiento de estos materiales (lo que se conoce como un diapiro) en las inmediaciones de Altea, atravesando y rompiendo las capas suprayacentes más jóvenes, es una de las fuentes de los diversos tipos de bloques que se depositaron en el fondo del Thetys.

Aún más. En el norte de Oltà existe una cantera abandonada, la pedrera de la Mola. Nos encontramos ante otro de los bloques amontonados de forma caótica aquí. Se trata de un afloramiento de ofitas, una roca ígnea subvolcánica. Estamos ante una masa que composicionalmente es basáltica pero cuya textura muestra un grano más grueso que el del basalto ya que no se enfrió en superficie, sino en fisuras en la corteza antes de conseguir llegar a la superficie. Estas rocas se conocen como diabasas. El término ofita hace referencia a la textura de la roca, formada principalmente por granos de plagioclasa y piroxeno.

Pedrera de la Mola
Afloramiento de diabasas en la Pedrera de la Mola

Detalle Ofitas
Un detalle de las diabasas

Ofita
Vista a través de la lupa x10 de la diabasa

Y esta diabasa no se emplazó como un magma aquí. Lo hizo entre los materiales del Keuper en una zona próxima casi simultáneamente con aquéllos, hace más de 200 millones de años. En aquel entonces la debilidad y el adelgazamiento de la corteza, no sólo aquí sino en todo el este de Iberia, promovió el ascenso de magmas desde la zona superior del manto. Pero esta es otra historia.

Cuando terminamos de rodear Oltà, a punto de llegar de nuevo a la Ermita, encontramos otro bloque de materiales desplazados. En esta ocasión se trata de unas margas y calizas repletas de un fósil que nos da la pista: se trata de unos foraminíferos conocidos como orbitolinas, lo que señala a este bloque como de edad cretácica.

Orbitolinas 1
Acumulación de orbitolinas en un bloque emplazado en el olistostroma

Ahora ya vais entendiendo lo de acumulación caótica de bloques de distintos orígenes. Se trata de un tipo de formación geológica conocido como ‘olistostroma’. Pero todavía hay más. En las inmediaciones del Pou de la Mola encontramos la base de las calizas de la cumbre de Oltà. Como ya anticipamos, estas calizas son las mismas que las que forman el peñón de Ifach y proceden, posiblemente, de la sierra de Bernia, de donde se desprendieron y vinieron como un bloque más, constituyendo un gigantesco ‘olistolito’. Pero si las estudiamos en detalle vemos que aquí, en este plano, las calizas son difícilmente reconocibles, se hayan fracturadas, trituradas formando lo que se conoce como una brecha.

Brechas y margas Oltà
Brechas en la base de las calizas oligocenas de Oltà

Es posible que estas brechas tengan su origen en el tremendo viaje desde su origen hasta acabar formando parte de nuestro olistostroma. Ahora podemos ascender a la cima y disfrutar de las increíbles vistas desde allí. Ya hemos nombrado el Pou (pozo) de la Mola. No es el único pozo que existe en Oltà. En el Corralet existe otro, y otro más en la propia Ermita. Todos se encuentran aproximadamente a la misma cota y, lo que es más importante, en la misma posición estratigráfica. Y no es casualidad.

Pou de la Mola
Pou de la Mola
Pozo ermita
Pozo en la Ermita Vella. La bomba de mano funciona, pero aparentemente extrae agua de un depósito

Pozo Manyet
Pozo en el Corralet
La causa es evidente tan pronto pisamos las calizas de Oltà. La zona alta de la muela está muy karstificada, constituyendo lo que se conoce como lapiaz: un terreno en el resulta difícil caminar a causa del alto grado de alteración de las calizas, que al disolverse se tornan oquerosas, con multitud de grietas. En definitiva, se trata de un terreno en el cual el agua se infiltra con facilidad, penetrando en el macizo de Oltà hasta encontrar las arcillas y margas infrayacentes (que ya hemos visto en detalle). Estas arcillas constituyen una capa impermeable que retiene el agua formando un acuífero que los habitantes de la zona buscaron perforando pozos como los tres que hemos visitado.

Lapiaz Oltà
Karst en lo alto de la mesa de Oltà

Tan pronto empezamos a caminar por las calizas oligocenas de la cumbre (oligocenas por su edad de formación, no de depósito en su lugar actual) encontramos los fósiles que le son tan característicos y que permiten correlacionarlas con el peñón de Ifach y Bernia. Básicamente, nummulites:

Nummulites
Nummulites
Ahora que ya estamos en la cumbre podemos echar un vistazo alrededor. Delante de nosotros está la sierra de Bernia con su espectacular cresta, formada por los estratos verticalizados de calizas oligocenas de donde salió Oltà.

Cima Oltà
Bernia desde la cima de Oltà

Si miramos hacia el mar vemos, al fondo, la Sierra Helada, de la que ya hablamos aquí. Los materiales que la forman son cretácicos y, por tanto, más antiguos que los del Morro de Toix (centro de la imagen, a la derecha). Sin embargo aparecen a cotas similares. Es otro ejemplo de como la tectónica ha fracturado la corteza en bloques que se han desplazado unos en relación a otros en esta zona. A propósito del Morro de Toix, recuérdese que se trata de una prolongación de las Sierras de Bernia y Ferrer, de las que se encuentra separada por una falla que en parte aprovecha el Barranco Salado (centro de la imagen).

Barranco Salado
La sierra Helada (al fondo), el Morro de Toix (centro izquierda) y el barranco Salado
Además, existe una falla con carácter transcurrente y dirección aproximada N-S que desplaza el Morro hacia el sur, aunque esta circunstancia se aprecia mejor desde arriba. Si queréis más detalles consultad este enlace de la fantástica web de Senderos de Alicante.

Falla Morro Toix
Vista satélite de la falla trascurrente del Morro de Toix
Por último quiero llamar la atención sobre un detalle sumamente interesante visible desde la cima de Oltà. Se trata del Barranc de l'Estret (gracias, comentarista anónimo), un barranco que corta transversalmente toda la sierra de La Solana de Benissa, atravesando y encajándose en las duras calizas. El barranco tiene una longitud muy corta aguas arriba de la sierra y es muy llamativo que haya acabado discurriendo en dirección sur justamente a través de un obstáculo tan formidable como el espinazo de la sierra.

Barranco superpuesto
El Barranc de l'Estret (centro derecha) corta perpendicularmente la Sierra de La Solana de Benissa
Una explicación posible para este tipo de fenómeno es que el barranco fuese previo a la existencia de la propia sierra y que se haya ido encajando conforme ésta se levantaba (gracias, comentarista anónimo nº 2, por la confirmación). Resulta algo fascinante. Podéis leer más sobre este water gap del barranc Salat en este artículo sobre L'Estret de Mascarat.

Hasta aquí nuestra visita a Oltà. En próximas entregas nos acercaremos a Bernia y a otras montañas de la Marina como el Puig Campana y el Ponoig con el fin de conocer mejor la historia geológica de la zona.

Referencias: Mapa geológico de España MAGNA50. Hoja 848 – Benidorm. Instituto Geológico y Minero de España.

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