lunes, 26 de octubre de 2020

Geología y evolución del diapiro de Cortes de Pallás. El origen de un paisaje.

Este artículo es uno muy especial. Llevo mucho tiempo esperando el momento de escribirlo, y a la vez me ha costado acometerlo como pocos. El azar ha querido que el décimo aniversario del nacimiento de Aventuras geológicas (y de mi actividad divulgadora) haya coincidido con la publicación del trabajo que ha absorbido mi tiempo y energías durante los últimos años; uno de cuyos resultados no deseados, por cierto, ha sido el descenso en el ritmo de publicaciones en el blog.

En 2012 publiqué una serie de artículos reunidos bajo el título "Un pequeño misterio en el Cuaternario" (podéis pinchar aquí para abrir el primer artículo de la serie). En ellos describí una serie de materiales detríticos que se extienden entre la falda meridional de la Muela de Albéitar y el eje de un diapiro lineal, en Cortes de Pallás, unos materiales que en la hoja correspondiente del Mapa Geológico Nacional (745 - Jalance) aparecen cartografiados como Cuaternario. Aunque en mi análisis acabé realizando una interpretación de la evolución geológica del paisaje que encajaba con la cartografía oficial, leído retrospectivamente es posible ver que había algunas cuestiones dudosas, detalles que encajaban en esta interpretación de forma un tanto incómoda y que ya entonces supusieron dificultades: la edad de los materiales (que en algún punto amplío de Cuaternario a un probable Plioceno) es uno de ellos. La dificultad de situar el contacto entre el supuesto Cretácico infrayacente y estos materiales cuaternarios (siendo litológica y sedimentológicamente tan similares) es otro de estos detalles.

Fue un tiempo después (ya no soy capaz de precisar cuándo, quizá en algún momento de 2015) cuando Nacho Meléndez me escribió al propósito de esta serie. Nacho me propuso realizar un estudio en detalle de estos interesantísimos materiales, además de ofrecerme su apoyo. Así que... allá que fuimos. Y el resultado ha sido la publicación en el Journal of Maps, en agosto de 2020, de nuestro paper Geology and evolution of the Cortes de Pallás diapir, que se acompaña con un mapa a escala 1:20.000 de esta hasta ahora poco estudiada estructura. En este artículo vamos a resumir brevemente este trabajo y a comentar los principales resultados, lo que nos permitirá entender mejor la historia geológica de este rincón tan espectacular del este de Iberia. 

Situémonos

El área de estudio se extiende entre el embalse de Embarcaderos, en Cofrentes, y la presa de Cortes II. En realidad, el embalse de Embarcaderos ya no posee entidad propia, y actualmente constituye la cola del embalse de Cortes. Al norte tenemos la Muela de Albéitar y al sur la Muela de Cortes. Entre medias discurre el diapiro de Cortes siguiendo una dirección SW-NE, flanqueado al sur por el cañón del Júcar. Geológicamente nos encontramos en la zona de encuentro entre la cordillera Ibérica y las Béticas, justo en el límite norte de una unidad estructural conocida como macizo del Caroig. Este macizo forma parte de las zonas externas del Prebético y está constituido por materiales mesozoicos poco deformados cortados por un sistema complejo de fosas tectónicas a los largo de las cuales (con algunas excepciones) se desarrollan potentes sistemas diapíricos en los que afloran materiales Triásicos, principalmente Triásico medio y superior. De especial interés para nosotros son los diapiros de Ayora-Almansa, del Cabriel y, naturalmente, el de Cortes. En conjunto constituyen uno de las mayores afloramientos del Triásico superior del este de Iberia. La siguiente imagen, la figura número 1 de nuestra publicación, nos ayudara a situarnos:


Mapa de situación y mapa geológico del norte del macizo del Caroig, con indicación de algunas de las localidades, afloramientos y estructuras descritas en el texto

El contexto tectónico está definido por estructuras de dirección ibérica generadas durante la compresión experimentada en Iberia desde el Cretácico superior hasta el Oligoceno (la sierra de Martés) sobre las que se superponen estructuras distensivas desarrolladas desde el Mioceno hasta el Plioceno (en el entorno del diapiro de Cortes no se habían identificado hasta la fecha estructuras compresivas intramiocenas, como las descritas en otras zonas próximas más al sur y al este). Como resultado de estos procesos distensivos la plataforma mesozoica del Caroig se fractura en bloques a favor de fallas normales. En nuestra zona este proceso resulta en la generación de dos semifosas tectónicas (semi-graben) entre las cuales se desarrolla el diapiro.

Pero para tener una mejor percepción de la zona de estudio, nada mejor que echar un vistazo al terreno:


Vista desde el sur del diapiro de Cortes de Pallás. En primer término el semigraben sur. En el centro de la imagen el castillo de Chirel. A la izquierda el área de Embarcaderos. Al fondo la Muela de Albéitar y la sierra de Martés.

Se trata de un terreno muy accidentado. La red de drenaje se ha encajado profundamente siguiendo el nivel de base fijado por el río Júcar, cuyo cañón es el rasgo geomorfológico más destacado, sin ninguna duda. Lo abarrancado del terreno, los grandes desniveles y la escasez de pasos para cruzar el río han marcado la forma en que tradicionalmente se ha vivido y trabajado en esta tierra, y también la forma en que se ha hecho geología. Los estudios previos más detallados que incluyen el diapiro son las ediciones de 1960 y 1980 del mapa geológico nacional (MAGNA) a escala 1:50.000, hoja 745 - Jalance. Me gusta pensar en aquellos geológos que me precedieron en el campo, recorriendo estos difíciles caminos para elaborar sus propios mapas. Os pongo un par de fotografías de paisajes ya desaparecidos tras el anegamiento del embalse de Cortes correspondientes a ambos mapas. Permiten percibir de forma muy clara, y mejor que en la actualidad, de hecho, la profundidad del cañón.




En las memorias de ambos mapas se realiza un análisis de los materiales triásicos y se ofrece una interpretación del fenómeno diapírico. Uno y otra están basados en el conocimiento de la estratigrafía y el diapirismo existente en la época. Desde la publicación de ambos mapas se han producido grandes avances, especialmente en el conocimiento de los factores que controlan el diapirismo. En ese tiempo también se han publicado numeroso trabajos acerca de otras estructuras diapíricas en el prebético externo, como el relativamente cercano diapiro de Bicorp-Quesa. Este tipo de análisis detallado estaba pendiente todavía en el diapiro de Cortes. Por esta razón, aunque nos apoyamos en lo recogido en la cartografía más actualizada disponible, decidimos que había que realizar un trabajo de campo sistemático de nuestra área de estudio. Esto ha supuesto recorrer un área de unos 70 km2, un desafío interesante teniendo en cuenta lo difícil del terreno. Esta estrategia ha dado resultado, ya que ha permitido identificar y caracterizar los dos semi-graben, el diapiro y las dos cuencas perimetrales que lo flanquean.

¿Qué es el diapiro de Cortes de Pallás?

Aunque quizá deberíamos comenzar por responder la pregunta ¿Qué es un diapiro, a secas? Diapiro es una palabra de origen griego cuyo significado es perforar. Su aplicación a este tipo de estructura es muy descriptivo: un conjunto de materiales infrayacentes rompe y atraviesa, por su mayor plasticidad, a otro conjunto de materiales suprayacentes, más rígidos. Los materiales implicados en el diapirismo suelen contener sales, por lo que en un principio se consideraba que el principal control de este tipo de procesos era la diferencia de densidad entre los materiales infrayacentes y los suprayacentes: los materiales salinos ascenderían en virtud de su menor densidad mientras que los materiales suprayacentes, más densos, se hundirían en los primeros. En realidad, puede verse que incluso pequeños espesores de materiales suprayacentes pueden detener este ascenso litostático, por lo que se requiere que otro proceso intervenga: típicamente, la fracturación de los materiales suprayacentes por procesos tectónicos. En este punto, otro factor, la plasticidad, es tan importante como el contraste de densidad: ante los esfuerzos tectónicos, los materiales plásticos responden de forma distinta, fluyendo, mientras que los materiales rígidos se fracturan. De forma básica estos son los elementos que controlan la aparición de este tipo de estructuras. Peeeeero, como los primates somos animales visuales, es más fácil ver el proceso en marcha en un modelo. Se trata de un vídeo de un experimento en caja de arena, en la que se simulan procesos geológicos a escala empleando materiales que poseen propiedades físicas semejantes (semejantes no significa simplemente parecidos, sino adecuados a la escala en aplicación del principio de semejanza). En este caso, el material oscuro infrayacente es plástico y el proceso diapírico se desencadena de forma reactiva al separar las paredes de la caja de arena, provocando un régimen de extensión:

Modelo analógico que muestra la generación de un diapiro en un contexto extensional. Al final del vídeo, el material gris que aparece en la zona superior representa el relleno posterior de las cuencas generadas en cada semigraben.

Hacia el final del vídeo habréis observado la aparición de una capa de color gris más claro que entierra tanto los bloques del semigraben como el propio diapiro. Se trata del relleno de la cuencas perimetrales generadas por la subsidiencia de los bloques de los materiales suprayacentes. Este relleno procede en buena medida de la resedimentación de los materiales erosionados del diapiro y los propios bloques.

En general, el diapirismo en el Prebético externo es  de tipo reactivo, controlado por el régimen extensional existente en el margen de Iberia en varios momentos desde el Cretácico superior. Este es, según la bibliografía existente, el mecanismo que explica la formación del diapiro de Cortes, aunque nuestro trabajo ha mostrado que la historia geológica de esta estructura es más compleja de lo pensado anteriormente. 

En el Prebético, el nivel plástico está constituido por las sales y lutitas del Triásico superior, la famosa facies Keuper, mientras que el suprayacente rígido está constituido por los materiales carbonatados del Jurásico y Cretácico. Ya analizamos el Keuper en Cortes de Pallás en este artículo (algo desactualizado, todo hay que decirlo, ya que es previo al trabajo que estamos describiendo y se basaba en la cartografía disponible entonces). En el siguiente esquema tenemos un resumen de la estratigrafía de la zona (los símbolos de las unidades cartográficas aparecen en varias de las figuras).

Esquema cronoestratigráfico de los materiales de la zona de estudio

El diapiro de Cortes es de tipo lineal, y se conoce con el descriptivo nombre de saltwall. Se extiende a lo largo de 14 km en dirección ENE-WSW, con una anchura máxima de 2 km en su zona central. En su extremo occidental conecta con el diapiro de Ayora - Cofrentes. La debilidad de la corteza en este punto (donde también confluye el diapiro del Cabriel) se evidencia por la existencia de vulcanismo efusivo  durante el Cuaternario, con tres edificios estrombolianos en el entorno de Cofrentes (cerros de Agras, del Fraile y del castillo).

Si hay algo que caracteriza a esta zona es la profunda incisión de la red fluvial durante el Cuaternario, que ha desmantelado el relleno de las fosas y ha exhumado el diapiro, exponiendo el saltwall pero dificultando el reconocimiento de las dos cuencas periféricas. Es el momento de echar un vistazo más cercano a nuestra zona de trabajo. En la siguiente imagen, tomada desde el oeste mirando en dirección este, distinguimos a la izquierda el relieve tabular de la muela de Albéitar, apenas deformado, que constituye el bloque levantado de la falla normal principal del semigraben norte. A la derecha vemos el bloque hundido de esta falla. La falla no la vemos porque está enterrada por los materiales del relleno de la cuenca perimetral. En el centro, cruzando en diagonal, vemos el saltwall, el propio diapiro.



Fotografía sobre el semigraben norte, tomada desde el punta de la Cueva Hermosa y mirando en dirección este. A la izquierda la muela de Albéitar. 

Y ahora un vistazo al semigraben sur, con una orientación similar. El río Júcar corta los bloques del semigraben al sur del diapiro. Observad como la cuenca perimetral sur es mucho menor que en el norte, a causa entre otras cosas de la erosión provocada por la incisión a favor del bajo nivel de base impuesto por el río.


Fotografía sobre el semigraben sur, tomada desde el puntal de Crespo y mirando en dirección este. A la derecha, la muela de Cortes. En el centro, el cañón del Júcar.

El salvaje oeste

A la vista de lo ya comentado, parecería que no hay mucho que aportar al conocimiento de esta estructura, salvo quizá un análisis más detallado del relleno de la cuencas perimetrales que permitiese caracterizar su extensión y la evolución de las mismas. Como ya se ha dicho en la introducción, la cartografía del MAGNA representa como Cretácico y Cuaternario la mayoría de estos materiales detríticos, así que, aunque se tratase de un objetivo modesto, valía la pena comenzar por aquí. Otro objetivo que nos fijamos al inicio fue la cartografía detallada de las distintas formaciones del Keuper en el saltwall, lo que permitiría dejar atrás el habitual Facies Keuper indeterminado tan habitual en la cartografía de la región. Con estas premisas, decidí comenzar por el extremo occidental del diapiro, trabajando desde Embarcaderos hacia el este: en primer lugar cartografiaríamos el diapiro y después realizaríamos el estudio detallado del relleno de las cuencas.

Y aquí comenzaron a aparecer las sorpresas: el área oeste del diapiro probó ser extremadamente compleja, bastante distinta de sencilla la imagen de un saltwall desarrollado entre dos hemifosas simétricas que reflejaba la cartografía: sobre Embarcaderos hay un complejo apilamiento de unidades del Triásico superior, pero acomodar esto en aquellos primeros momentos fue relativamente sencillo: a fin de cuentas, tradicionalmente se ha considerado al Keuper diapírico como un conjunto caótico. 


Vista del sector oeste, en el límite de la zona de estudio.  Al fondo el embalse de Embarcaderos. En el centro de la imagen el apilamiento de unidades del Keuper.

Como ya nos avisó Karl Popper, el progreso científico no se realiza por una acumulación de datos absolutamente aséptica, sino que el observador es parte del proceso. Lo que vemos depende del marco mental en el que encajamos las observaciones, y de esa forma vemos lo que esperamos ver. Esto también es así durante el trabajo de campo geológico: no podemos pisar cada centímetro del terreno, y por tanto inevitablemente interpretación y observación van de la mano (y esto sería así incluso si pudiésemos recorrer cada palmo del área de estudio). No obstante, pronto encontramos otras evidencias que serían claves para descifrar la estructura: apareció el Jurásico superior.

Aparece el Jurásico superior

La extensión y naturaleza del Jurásico en la zona ha sido un objeto de interés desde el inicio de los trabajos en la zona. Es interesante ver cómo en la memoria del mapa del MAGNA I los autores dedican un gran esfuerzo a la búsqueda del Jurásico. Ya en su momento parecía claro que la base del Jurásico afloraba justo por encima del Keuper, un conjunto de dolomías tableadas grisáceas (unas facies muy comunes en la zona que han dado más de un quebradero de cabeza) que se solían etiquetar en la literatura como Supra-Keuper o Infra-Lías. Pero, parecía extraño que no hubiese más materiales Jurásicos por encima de estos términos basales. Finalmente encuentran indicios del Jurásico superior en uno de los túneles del canal que traía el agua desde Embarcaderos hasta el salto de Rambla Seca. Su deducción, que el Jurásico se encuentra en la base de los bloques mesozoicos de los semigraben, por debajo del Cretácico, especialmente donde el Júcar ha excavado lo suficiente para exponerlo, parece de lo más lógica. Y así se muestra también el mapa del MAGNA II, aquí identificado sin dudas, en pequeñísimos afloramientos en la base del cañón del Júcar, la mayoría ya sumergidos en el embalse de Cortes II. Por eso me llevé una gran sorpresa al encontrar materiales que por su estratigrafía y contenido fósil podían atribuirse sin duda al Jurásico superior en cotas muy elevadas, muy por encima de las cotas en las que aflora el Cretácico en las Muelas de Cortes y Albéitar, inmediatamente al sur y al norte. Y no solo eso, sino que estos materiales ocupaban una extensión muy importante.


Ejemplar de ammonites del género Orthosphinctes, que permite identificar el Jurásico superior en la zona. 


Calizas pisolíticas en el área de los charcos del Ral. 


Vista hacia el oeste sobre el semigraben norte. Al fondo el anticlinal Jurásico del Puntal de la Cueva Hermosa. A la derecha la Muela de Albéitar. 

El mapa definitivo permite comprobar la extensión de estos afloramientos del Jurásico superior. Pero, ¿cómo es posible que permaneciesen ocultos a la vista de tantos ojos atentos? Tengo la impresión de que no fueron identificados simplemente porque no se esperaba encontrarlos en esa posición. Este conjunto de calizas grises bien estratificadas, que afloraba en cotas tan elevadas,  fue interpretado como Cretácico superior, ya que eso cuadraba con el marco conceptual que explicaba la estructura. No questions asked. Es interesante observar que en general, el contacto de estos materiales jurásicos con otros adyacentes suele ser mediante fallas, y además, constituyen estructuras anticlinales, muy apretadas en el caso del Puntal de la Cueva Hermosa.

Esto está muy bien, pero la aparición de estos materiales nos obligará en el futuro a intentar explicar qué demonios hacen ahí. Volveremos a esta cuestión un poco más adelante, visitando los ya demasiado frecuentados, en mi opinión, Charcos del Ral.

Confusión en las dolomías

Otra cuestión difícil es la distinción entre los muy habituales paquetes de dolomías tableadas que aparecen en los márgenes del saltwall. Esta es una cuestión que ya había atraído mi atención en el pasado. Ya había llegado a la conclusión de que, como ya se había identificado en varios casos en la región, la cartografía mostraba una confusión entre la dolomías del Muschelkalk, las dolomías de la formación Imón/Zamoranos (el ya mencionado Supra-Keuper o Infra-Lías de los primeros estudios) y las dolomías tableadas de la formación Casas de Ves, de edad Cretácico superior. De hecho, en el MAGNA II se atribuyen prácticamente de forma sistemática todas las dolomías tableadas en contacto con materiales del Keuper a las facies Muschelkalk del Triásico medio, haciendo que aparezcan suprarrepresentadas en el mapa. Nuevamente, el marco conceptual usado en la interpretación parece estar detrás de esta confusión: el mecanismo de formación del diapiro, basado en una extrusión de materiales plásticos del Keuper, permitía encajar estos materiales rígidos como escamas arrastradas e insertadas en la masa caótica del diapiro. Una vez identificado sin duda mediante fósiles el Muschelkalk en el macizo de Guartipol, se extendió al resto del mapa de forma natural al resto de materiales dolomíticos de origen perimareal y mareal, sin fósiles. Ha sido necesario un análisis sistemático de estos materiales para poder realizar atribuciones más precisas, aunque en algún caso no exenta de dudas. Por ejemplo, donde hallamos la secuencia continua K4-K5-Dolomías tableadas con carniolas en la base, podemos estar razonablemente seguros de que nos encontramos frente a la formación Imón/Zamoranos, o K6 (por aparecer asociadas habitualmente a los materiales diapíricos). El mapa muestra un claro predominio de materiales del K6 en el margen sur del diapiro.


Sucesión de materiales del Keuper en el área de La Viñica. El área inundada corresponde con el antiguo cauce de la rambla del Ral. A la derecha puede apreciarse alguna de las viviendas del antiguo caserío del Ral de Abajo.

Por otra parte, el análisis del Muschelkalk en Guartipol también trajo una sorpresa: el incendio de 2012 dejó a la vista como hacía años (básicamente desde que se abandonó el trabajo del campo y el bosque recuperó su territorio) las rocas. Y de esta forma fue posible identificar que las capas del Triásico medio están espectacularmente plegadas en un pliegue tumbado que, a  su vez, está cabalgado por el Cretácico superior de la loma de Garzón, inmediatamente al norte.


Pliegue tumbado en los materiales del Triásico medio (facies Muschelkalk), cabalgando al Triásico superior (facies Keuper) y siendo cabalgado por los materiales cretácicos de la loma de Garzón. 

El macizo de Guartipol es solo uno de los afloramientos de materiales en facies Muschelkalk, que aparecen casi exclusivamente en el margen este del diapiro. El resto están ya fuera del área cartografiada. Estos materiales están cortados por fallas normales que los dividen en escamas con buzamientos variables que flotan sobre los materiales del saltwall. Pero quizá lo más interesante es observar que, en contra de lo que pudiera parecer, estos carbonatos no se encuentran coronando una serie invertida de materiales triásicos, sino que se encuentran en posición estratigráfica normal sobre una serie invertida del Triásico, a veces sobre el K1 y en otras ocasiones sobre otras formaciones del Keuper. Este punto pudo ser establecido gracias a encontrar criterios de polaridad como las estratificaciones cruzadas planares de una capa muy específica que puede seguirse en todo el macizo.


Detalle de las dolomías con estratificación cruzada en el macizo de Guartipol. La concavidad hacia arriba de las láminas permiten reconocer el "arriba estratigráfico" y por tanto la posición normal de estos materiales.

Esto, junto con otros factores (sin entrar en más detalles técnicos) parece sugerir que la estructura de Guartipol tiene un origen previo al propio diapiro.

Mirando pa la cuenca

Ya desde el principio parecía claro que el saltwall disponía de una cuenca periférica en su semi-graben norte. Lo que no estaba tan claro era la extensión de estos materiales. El trabajo de campo permitió descubrir que el área ocupada por la cuenca norte era mucho mayor de lo supuesto en principio, tras el reconocimiento inicial. En el mapa del MAGNA II parte de los materiales detríticos del relleno aparecen erróneamente asignados al Cretácico inferior, probablemente debido a la similitud litológica con las facies Weald (areniscas, arcillas y conglomerados con cantos cuarzosos bien redondeados). La otra parte se ha cartografiado como Keuper, por razones similares (arcillas, limos y areniscas con algunos niveles de yesos). En el norte, todos estos materiales, de origen fluviolacustre, como veremos, rellenan la cuenca generada sobre los bloques fallados que forman el semigraben, y en general el borde adelgazado y verticalizado de los bloques hundidos separan la cuenca del saltwall, como muestran los cortes geológicos que acompañan al mapa. 


Relleno neógeno del semigraben norte en el área de la loma de Garzón. En este punto la rambla de los Gallegos realiza un giro de 90º para atravesar el saltwall. 

Las capas del relleno poseen una dirección paralela a la general de la estructura, y presentan un buzamiento hacia el norte que en general aumenta hacia el eje del diapiro. Las que se encuentran en posiciones estratigráficas más altas presentan buzamientos menores o incluso subhorizontales.


Estratificación cruzada en los conglomerados fluviales del relleno del semigraben norte en la ladera sur de la Muela de Albéitar. Estas capas son subhorizontales. 


Hacia el margen norte estos materiales fluviolacustres pasan lateralmente y se interdigitan con brechas y conglomerados depositados en abanicos aluviales, que recubren las fallas que limitan el semigraben norte separándolo del relieve tabular de la muela de Albéitar.


Brechas y conglomerados en matriz limoarcillosa rojiza en la ladera sur de la muela de Albéitar. En segundo término, el paraje de El Hondo. En la esquina superior derecha el saltwall.

Dirección sur

Una vez resuelto el error en la identificación de los materiales del relleno de la cuenca en el semi-graben norte, la verdadera extensión de esta aparece claramente. Pero, ¿y al sur? Aquí la cosa es más complicada, ya que la extensión ocupada por los materiales detríticos del relleno es mucho menor, existiendo como pequeñas islas inconexas.  Y no es la única diferencia. Especialmente en el sector oeste, estos afloramientos muestran un grado de deformación mucho mayor, apareciendo incluso verticalizados, y además están limitados por fallas. Algunos ejemplos de afloramientos clave se encuentran al pie del puntal de Zolo, a flor de agua del embalse de Cortes en un punto de muy difícil acceso, y al pie del puntal del Barrancazo, junto a la pista que conduce a Chirel.



Areniscas neógenas verticalizadas en la ladera del puntal del Barrancazo. 

Pero aún hay algo todavía más interesante, y desde luego inesperado. Los materiales de la cuenca sur aparecen en muchos puntos afectados por fallas inversas en sus contactos con los materiales mesozoicos con los que limitan, o directamente cabalgados por ellos. Nuevamente, este es un descubrimiento que entra en contradicción con la interpretación previa de esta estructura, y constituirá una nueva pieza que habrá que colocar en su lugar.


Cabalgamiento del Cretácico inferior (C1) sobre las areniscas neógenas (Mla) de la imagen anterior al pie del puntal del Barrancazo. El saltwall está a la derecha. 



Detalle del cabalgamiento anterior junto al vial del PENVA. 



Cabalgamiento del Cretácico de la loma del Mojón sobre los materiales neógenos del barranco de la Señora. 

En cuanto al sector este, se constata nuevamente la naturaleza discontinua de los afloramientos del relleno, que en muchos casos aparecen afectados por fallas normales que cortan tanto a los materiales mesozoicos infrayacentes como al relleno mesozoico. La explicación a la escasa representación de estos materiales en el sur probablemente está en la erosión provocada por el río Júcar, que discurre justamente por el semi-graben sur. De hecho, en este sector estos materiales se han preservado por encontrarse justamente en el bloque superior de las fallas mencionadas anteriormente.


Falla normal afectando a materiales cretácicos (C2) y neógenos (Mla) en el Rincón del Alba. El joven ayudante de campo Óscar hace de escala.

En relación con esto, y como medida del grado de desmantelamiento de la cuenca perimetral sur, cabe decir que encontré en lo alto del puntal de Crespo un buen número de jacintos de Compostela como único vestigio de esta. Este puntal se encuentra a la nada desdeñable cota +590, más de 200 m por encima de la cota del saltwall en este sector.


Jacintos de compostela recolectados en la zona superior del puntal de Crespo, único vestigio del relleno de la cuenca sur en este punto. 

También en el sur encontramos las brechas y conglomerados en facies rojas fosilizando las fallas que delimitan los bloques. El principal afloramiento está en el paraje de la Cruz del Collado, justamente al oeste de la localidad de Cortes.


Conglomerados en matriz limoarcillosa rojiza en el semigraben sur, en la Cruz del Collado. La joven ayudante de campo Inés (muy joven entonces) hace de escala. 

Con todo esto, ya podemos echar un vistazo al mapa simplificado del diapiro, para visualizar de forma gráfica todo lo que hemos ido comentando:


Mapa geológico simplificado del diapiro de Cortes de Pallás. 

Desvelando el Neógeno

Una vez cartografiada la extensión de las cuencas perimetrales, es el momento de analizar los materiales que las rellenan, ese conjunto detrítico formado por arcillas, limos, areniscas y conglomerados. Se trata de materiales principalmente neógenos, de forma análoga a lo que ocurre en otros diapiros próximos. Están datados en el MAGNA II en aquellos lugares en que no se incurrió en los errores de identificación comentados anteriormente, que se encuentran fuera de nuestra área de trabajo pero pudimos correlacionar (el contenido en fósiles es muy limitado, y los que encontramos en el trabajo de campo, unos gasterópodos continentales, no permitieron realizar una datación directa precisa por nuestra parte). 


Ejemplar de gasterópodo continental recolectado en los materiales del semigraben norte. Lamentablemente estos fósiles no permitieron la datación directa precisa en el área.

Para realizar un estudio sistemático, levantamos sendas columnas litoestratigráficas, una en el semigraben norte y otra en el sur. En el norte, la ubicación seleccionada fue en las inmediaciones de la casa de la Sabina, en el paraje de El Hondo (fantástico topónimo local que no aparece en los mapas pero que refleja lo profundo de la incisión fluvial en los materiales de la cuenca perimetral). En el sur, en un par de afloramientos próximos situados entre los puntales de Zolo y del Barrancazo. En ambos casos es posible identificar una discordancia prominente que separa dos conjuntos detríticos similares aunque con ciertas diferencias, como el incremento en la granulometría y contenido en clastos carbonatados por encima de la discordancia. Los infrayacentes los hemos asignado a la unidad Mla, mientras que los suprayacentes la unidad Mua.


Discordancia angular entre las areniscas y limos del Neógeno inferior y los conglomerados del Neógeno superior en el área de la Casa de la Sabina. 

Los materiales por debajo de la discordancia (Mla) poseen una edad Oligoceno - Mioceno Temprano/Medio, mientras que los de la unidad Mua son Mioceno Tardío - Plioceno. Esta discordancia se ha identificado también en estructuras similares en la región. 

La columna levantada en el norte presenta una potencia total de 200 m, muy superior a los poco más de 50 m de la columna sur (pero hay que recordar que los materiales Mla están muy deformados y cabalgados por el Cretácico en el semigraben sur). A cambio, en el sur podemos observar el contacto discordante del relleno Neógeno sobre el Cretácico de uno de los bloques del semigraben, y también como clastos brechoides carbonatados procedentes del Cretácico están incorporados en los conglomerados y brechas basales.


Conglomerados basales de clastos carbonatados con matriz de areniscas en la base del relleno del semigraben sur. Área del puntal del Barrancazo. 

En el sector oriental también es posible observar esta discordancia, aunque en un afloramiento muy pequeño para ser cartografiado a esta escala. En el cauce de la rambla de Los Gallegos, justo al oeste del collado de la Tejera, encontramos unas areniscas y arcillas deformadas, correspondientes a la unidad Mla, sobre los que reposan los conglomerados de abanico aluvial de la unidad Mub.


Discordancia angular entre las areniscas y limos del Neógeno inferior y los conglomerados del Neógeno superior en el cauce de la rambla de os Gallegos. Semigraben norte.

No vamos a entrar en descripciones más detalladas de estos materiales ya que la serie de artículos mencionada al principio ya se trató profusamente este asunto. La visión sintética la tenéis en las columnas:


Columnas litoestratigráficas levantadas en ambos semigraben.

Poniendo las piezas en su lugar

Con toda la información recogida, podemos al fin componer un modelo de la geología del diapiro de Cortes en la forma de un mapa y sus cortes geológicos. En realidad, este es el resultado final, pero se trata de un proceso iterativo en el que el trabajo de campo se va recogiendo sobre un mapa, a la vez que componemos cortes geológicos tentativos que, nos permiten formular hipótesis que realimentan el trabajo de campo. Aquí tenéis el resultado del trabajo (en imágenes en baja resolución, podéis descargar las versiones publicadas en este enlace).
 
Mapa geológico del diapiro de Cortes a escala 1:20.000.

Cortes geológicos del diapiro de Cortes.

El mapa y las secciones permiten constatar una serie de hechos relevantes. En primer lugar, podemos ver como la estructura del diapiro difiere claramente entre el sector occidental y el oriental. En el oeste hay un claro predominio de estructuras contractivas, con el mesozoico cabalgando el relleno neógeno en el semigraben sur y una espectacular estructura: el puntal de la Cueva Hermosa. La zona de los charcos del Ral se había interpretado previamente como un arrastre a favor de una falla directa extensional, algo razonable de acuerdo al modelo conceptual empleado y a la identificación de los materiales del puntal como Cretácico superior. Sin embargo, una vez identificados como Jurásico superior, requerimos una interpretación alternativa (ver corte A-A').


Espectacular pliegue en los materiales jurásicos del flanco norte del anticlinal del puntal de la Cueva Hermosa en el área de la rambla del Ral .

Según nuestra interpretación, estas estructura, al igual que los cabalgamientos sobre los materiales de la unidad Mla, y los anticlinales en materiales jurásicos, son el resultado de una fase compresiva intermedia que separa dos fases extensivas: la primera generada en el Oligoceno - Mioceno temprano, y una segunda más reciente, de edad Mioceno Tardío - Plioceno. La fase compresiva intermedia se registra en la discordancia intramiocena mencionada. 

La sección de la ladera de la Muela de Albéitar en los charcos del Ral es de hecho excepcional y merece que nos alarguemos un poco más. Se trata del único lugar en el diapiro en el que podemos encontrar el contacto entre el Jurásico y el Cretácico expuesto de forma accesible. La pista del PENVA aprovecha en este tramo este mismo contacto discordante, ya que el Jurásico está coronado por una superficie rubefactada (un hardground) a techo la formación Higueruelas, sobre el que se apoya el vial, mientras que los desmontes aprovechan lo fácilmente excavables de las margas del Cretácico inferior, la formación Contreras.


Superficie rubefactada que marca el techo del Jurásico superior. Área de los Charcos del Ral.


En primer término, la superficie rubefactada que marca el techo del Jurásico superior. Al otro lado del vial, margas y calizas del Cretácico inferior. Área de los Charcos del Ral.

Dejando atrás el sector oeste, vayamos ahora el este. Lo que vemos es un predominio claro de estructuras distensivas, alcanzándose allí la mayor anchura del saltwall y apreciándose una mayor simetría general de la estructura (corte C-C'). El límite entre ambos sectores coincide aproximadamente con el tramo final de la  rambla del Ral (ahora sumergida) donde esta discurría según una dirección N-S, perpendicular al saltwall, hasta su desembocadura en el Júcar. Este detalle es interesante, ya que es el único cauce de entidad que atraviesa el saltwall en algún momento, con la excepción de la rambla de los Gallegos (en el sector este) y la de las Moreras, que lo hace justo donde el cañón del Júcar intersecta el saltwall (esto ocurre justo fuera del área de estudio). Es interesante constatar los abruptos cambios de dirección de las ramblas de Los Gallegos y el Ral, en ambos casos controlados por la tectónica en primer lugar y por el nivel de base del Júcar conforme este se ha ido encajando en su cañón. De hecho, ambas ramblas son, en su trayecto a través del semigraben norte, relictos del drenaje longitudinal original de esta cuenca neógena antes de ser capturadas por el gran río. También es interesante observar cómo no existen los equivalentes a estas dos ramblas en el semigraben sur. 

También en estos cauces hay diferencias entre ambos sectores. La rambla de la Señora, en el oeste del área cartografiada es el único barranco en el área de estudio que fluye hacia el oeste, al contrario que el Barrancazo, inmediatamente al norte. La razón para esto es que el bloque elevado de la Loma del Mojón cierra el paso al barranco, que desemboca en el Júcar en Embarcaderos y se encaja en este bloque en su cabecera. Esta rambla erosiona fácilmente los materiales neógenos del semigraben sur, pero lo tiene más difícil con la calizas cretácicas que cabalgan a los primeros (podéis verlo en una fotografía anterior).

En cualquier caso, y volviendo a las estructuras, el sector oriental es el reino de las grandes fallas extensionales.


Falla directa en el área de las Viñas. Vista hacia el este.

Podemos preguntarnos por qué, aparentemente, las estructuras compresivas se limitan al sector occidental. Si echamos un nuevo vistazo al mapa, observaremos que los dos anticlinales en el Jurásico se orientan según una dirección aproximada SW-NE. Esta estructura es cortada a su vez por el saltwall en su terminación oeste. Hemos interpretado esta estructura como la terminación en cola de caballo de una falla transcurrente sinestrorsa de dirección N-S, falla asociada al diapiro de Ayora - Cofrentes. Esto es  un poco complejo, pero no hace falta que entremos en los detalles: digamos tan solo que las fallas transcurrentes tienen que acabar en algún punto (si no, darían la vuelta a la Tierra) y una de las formas en que encuentran un límite y acomodan la deformación compresiva (en este caso) es mediante estructuras compuestas como esta. 

El descubrimiento de estas estructuras compresivas, además, permite completar la posición del frente de deformación Bética en la región. Para ver esto lo mejor es echar un vistazo al mapa geológico de la provincia a escala 1:200.000, sobre el que he añadido de forma esquemática la posición de las nuevas estructuras compresivas:

Detalle del mapa geológico de la provincia de Valencia, donde se puede ver el frente de cabalgamientos que forma un arco en el límite norte del Macizo del Caroig. El círculo encierra el límite oeste del diapiro de Cortes, donde he marcado de forma esquemática las estructuras compresivas identificadas en nuestro estudio.

Podemos ver cómo el Macizo del Caroig está limitado por un arco de estructuras compresivas, cabalgamientos de materiales mesozoicos sobre una serie de cuencas inconexas. Este arco es muy evidente al este y al norte, pero se interrumpe en este punto. Nuestra cartografía viene a completar este arco, extendiendo las estructuras compresivas en el margen del macizo hasta el oeste. De esta forma se sitúa el límite de la compresión bética en la zona, no reconocido previamente.

Leyendo la historia

Ahora ya somos capaces de interpretar buena parte de los paisajes de Cortes de Pallás, ya que esos paisajes tienen un sustrato geológico. Tan solo nos queda relatar la sucesión de hechos que, uno tras otro, han configurado esos paisajes. Esto es una historia que contaremos en tres etapas y que, en realidad, es la continuación de una serie de artículos que dejamos en el Paleógeno en el episodio anterior.

Primera etapa distensiva (Oligoceno - Mioceno Temprano)

Durante el Paleóceno-Oligoceno existe un régimen compresivo asociado a la colisión continental entre África y Eurasia, que dio lugar a la formación a la sierra de Martés. A partir de ese momento el régimen de tensiones cambia, pasando de un contexto compresivo a otro extensional. A causa de esta extensión, se produce un despegue entre los materiales del basamento que se sitúan por debajo de los materiales plásticos del Keuper y los materiales carbonatados que se sitúan por encima (Jurásicos y Cretácicos, básicamente). Estos últimos se fracturan en bloques delimitados por fallas normales y se forman los dos semigraben, el norte y el sur. A los largo del eje de esta estructura se produce el diapirismo de los materiales triásicos, que finalmente rompen en superficie. Sobre los bloques basculados y hundidos se forman sendas cuencas perimetrales que se rellenan con los materiales procedentes tanto de los bloques levantados como del propio diapiro. Estos materiales, cartografiados en la unidad Mla, tiene un origen fluviolacustre, y fueron depositados en los sistemas fluviales que recorrían ambas cuencas de forma paralela al eje del diapiro. Un vistazo de nuevo al vídeo con el modelo analógico os ayudará a poner las piezas en su lugar.

Etapa compresiva intermedia (Mioceno Medio)

En este momento se produce un nuevo cambio. La extensión cesa y de hecho se invierte, convirtiéndose en extensión. La colisión continental entre África y Eurasia continúa adelante, atrapando a Iberia entre ambas. Nuevamente a favor del despegue en el Keuper los bloques del semigraben sur se desplazan. Algunas fallas directas juegan ahora como inversas, y los materiales neógenos de la cuenca son cabalgados por estos bloques, al menos en el sector occidental. El diapiro debió absorber también parte del desplazamiento hacia el norte del macizo del Caroig, produciéndose al menos un cierre parcial del mismo en este sector. Es en este momento cuando las estructuras compresivas descritas anteriormente se forman, se elevan la loma del Mojón y el puntal de la Cueva Hermosa y se forma el pliegue de los charcos del Ral. 

Nueva extensión y reactivación del diapiro (Mioceno Tardío - Plioceno).

A finales del Mioceno, tiene lugar un nuevo cambio en el régimen de tensiones, y se imponen de nuevo condiciones distensivas. Se reactivan la extensión y con ellas las fallas normales y el diapirismo. Las fallas afectan a los materiales de las cuencas perimetrales, que se deforman junto con los bloques sobre los que se depositaron. A estas cuencas reactivadas comienzan a llegar de nuevo materiales detríticos en un medio sedimentario fluviolacustre, muy similar al de la primera etapa. Entre ellos y los materiales de la unidad Mla se registra la discordancia descrita anteriormente. En la cuenca sur, más afectada por la fase compresiva, el nuevo proceso extensional fragmenta los depósitos de la antigua cuenca perimetral, de forma que ahora aparecen dislocados, a diferencia del semigraben norte.

Una cuestión interesante, no tratada en nuestro trabajo, es la relativa a la existencia de un río Júcar ancestral en la zona, previo al Tortoniense. Desde luego en aquel momento existía un sistema fluvial que discurría por la cuenca perimetral sur, en una posición similar a la ocupada por el Júcar actual. En la segunda fase distensiva se establece un nuevo sistema de drenaje en el sur, pero en la zona de estudio no encontramos depósitos asociados al mismo: la zona se está elevando y ello hace que la red fluvial se encaje, en un contexto claramente erosivo. El río se encaja a la vez que los bloques del semigraben se hunden, mientras que la elevación del diapiro probablemente mantuvo al río en su lugar, al sur de saltwall.

La incisión del Júcar marca un bajísmo nivel de base en la zona, lo que fuerza el encajamiento de toda la red fluvial como respuesta. El avance de este proceso está punteado por la formación de diversos niveles de terrazas colgados a distintas cotas en torno a los cauces. La erosión afecta de forma directa al semigraben sur, donde los materiales del relleno de la cuenca están casi completamente desmantelados y solo se han preservado a favor de fallas. En el norte, al otro lado del saltwall, el relleno tiene más opciones de preservación... hasta que la red fluvial corta a través del saltwall y el límite de la cuenca y comienza el proceso de erosión generalizada y exhumación del saltwall que observamos en paraje del Hondo. En ese momento se produce la captura de los cauces longitudinales como las ramblas del Ral y la de Los Gallegos.

Y así llegamos al momento actual, en el que el paisaje es claramente el resultado de otros paisajes anteriores, aunque no fácilmente reconocibles. Tan sólo en algunas ocasiones, cuando la niebla en invierno invade el cañón del Júcar, podemos tener una reminiscencia de cómo podía ser el paisaje antes del encajamiento de la red fluvial. En esos momentos, la niebla marca el nivel del relleno de las cuencas perimetrales, mientras que aquí y allá despuntan tan sólo el saltwall y las aristas de los bloques basculados de ambos semigraben.


Niebla en el sector central del diapiro, vista desde el castillo de Chirel. La niebla marca la superficie aproximada del relleno máximo de las cuencas perimetrales. A lo largo del eje del diapiro despuntan las crestas de los bloques basculados de ambos semigraben y el propio saltwall, visible en la zona superior.

---------------------------------------------------------------------------------------------------------

PS:

Este tipo de evolución polifásica es paralela a la descrita para el diapiro de Bicorp, inmediatamente al sur del diapiro de Cortes. Los interesados podéis revisar el artículo de Roca et al. de 1996.

PS2:

Este artículo es un comentario divulgativo de nuestro trabajo original, publicado en The Journal of Maps en formato Open Access. Podéis acceder al artículo completo (en inglés) aquí:




(Si este artículo te ha resultado interesante, considera la posibilidad de compartirlo)
Leer más...