A diferencia de la visión de Hutton, que tras vislumbrar la inmensidad del tiempo geológico en Siccar Point no era capaz de encontrar indicios de un principio ni de prever un fin a la evolución de la Tierra, el resto de cosas tienen un principio y un final, aunque nos cueste ser conscientes de ello en ocasiones.
Hace 6 años, tras publicar el trabajo de cartografía sobre el diapiro de Cortes de Pallás, me embarqué en un nuevo proyecto: elaborar una guía geológica de este territorio. Contaba a mi favor con el material publicado en este blog, con un buen número de artículos. Contaba con los tres trabajos científicos publicados sobre este territorio (además del ya mencionado sobre el diapiro de Cortes, un par más sobre los yacimientos de icnitas de natación del Triásico superior, el de Los Gallegos y el del Barrancazo) y con una buena cantidad de notas de campo y fotografías.
Lo que parecía una buena idea fue dilatándose en el tiempo y requirió, eventualmente, que me aislase de todo aquello que podía distraerme del trabajo. Lo primero que salió por la ventana fue la actividad en redes sociales (incluso si siempre habían estado orientados a la comunidad geológica).
Y así el tiempo fue pasando hasta que se cumplieron 6 años: la era de los blogs terminó, las condiciones de uso de facebook cambiaron y con ellas perdí la comunidad construida en este red y el mismo Twitter mutó en X. Incluso tengo la certeza de que la comunidad de suscriptores a la lista de correo de Aventuras geológicas ha desaparecido.
Todo ello me lleva a tomar la decisión de que la publicación de esta guía debe coincidir con la última entrada de este blog, después de 15 años de actividad. No se me ocurre una mejor manera de acabar esta gran aventura que me ha permitido entrar en contacto con mucha gente del universo geológico y que ha sido la puerta a muchos proyectos e iniciativas. Entre ellas la participación en la organización y ejecución del geolodía de Valencia en cuyo equipo me integré en 2018, en la edición del Circo de la Safor, a la que siguió la de Cortes de Pallás y así hasta el día de hoy.
Así pues, sin más, os presento este trabajo, si es que seguí ahí (ahora me siento un poco como Hari Seldon compareciendo en forma de holograma en los aniversarios de la Fundación en Terminus).
El libro es una guía del territorio de Cortes de Pallás que consta de 418 páginas y más de 400 fotografías, esquemas y figuras. Tiene un carácter eminentemente divulgativo aunque he intentado mantener el equilibrio entre el rigor científico y la accesibilidad para el publico general. Ha sido mi intención que además de conocer este territorio en particular y su historia geológica, el lector pueda aprender geología de forma natural, práctica y visual, alejado del formato de los libros de texto y con un foco en los procesos que modelan el paisaje.
Tal y como indico en la introducción de la propia guía, el plan de la obra es como sigue.
Normalmente, las guías geológicas
se suelen dividir en dos partes bien diferenciadas. Por un lado, una primera en
la que introducen conceptos geológicos básicos. Por otro, una segunda en que se
realiza una descripción específica del lugar, su estructura e historia
geológica y una serie de itinerarios o recorridos que permiten visitar los
lugares de interés geológico locales. Tras darle varias vueltas, he decidido
adaptar parcialmente este modelo. Los conceptos, ideas y principios geológicos
se han distribuido a lo largo del texto, formando parte de la propia historia,
con tan solo una breve introducción ilustrada con ejemplos del propio
territorio que se va a visitar, para facilitar su asimilación. Ello hace que
algunos puntos se traten en varias ocasiones, de forma cíclica. Pero la
ciclicidad es un principio esencial de la propia geología. De este modo, he
organizado esta guía de acuerdo con la siguiente estructura:
Una primera parte a modo de introducción, en la
que realizaremos un viaje en el espacio y el tiempo para situar el contexto del
resto de la guía. He dado a esta introducción la forma de un relato, evitando
la apariencia de un libro de texto para facilitar su lectura.
Una segunda parte en la que se tratarán de forma
breve algunas ideas relevantes acerca de los procesos geológicos, rocas,
fósiles y la historia y evolución del paisaje en Cortes de Pallás.
Una tercera parte en la que, siguiendo un orden
cronológico, se presentan los paisajes pasados de Cortes de Pallás, desde las
rocas más antiguas observables hasta los procesos que están modelando el
paisaje en este mismo momento.
Una cuarta parte, en la que se presentan una
serie de itinerarios que ayudan a conocer mientras se recorren a pie, en
bicicleta o en vehículo, una selección de puntos de interés que permiten
apreciar sobre el terreno todo lo expuesto anteriormente.
Unos apéndices finales en los que se recopila, para
facilitar su consulta, información relevante a la que el lector puede recurrir
a lo largo del texto como mapas geológicos, una pequeña recopilación visual de
fósiles característicos de la región, una columna litoestratigráfica de las
formaciones mesozoicas (que constituyen la mayor parte del territorio) y un
pequeño conjunto de referencias a otras publicaciones que permiten ampliar la
información contenida en esta guía.
Presentaré el libro en Cortes de Pallás el próximo 25 de julio de 2026 a las 19:30. Estáis todos invitados a este evento.
De alguna forma, esta guía me permite cerrar la historia iniciada con la creación de este blog. Quiero daros las gracias a todos aquellos que leyendo y compartiendo estas historias, sin saberlo, habéis constituido la razón que ha mantenido Aventuras geológicas todo este tiempo y os habéis convertido en parte del recorrido.
Nos vemos ahí fuera.
(Si este artículo te ha resultado interesante, considera la posibilidad de compartirlo)
Nuestro recorrido por la historia geológica de Cortes está casi completo. Tan solo nos queda por tratar un último episodio, el Cuaternario. Pero antes de afrontar los cambios más recientes en el paisaje de la región es necesario tratar una cuestión que ha constituido un interesante misterio en todos los estudios previos de la geología de la Cortes: ¿qué es del Jurásico? Cómo hemos tenido oportunidad de ver a lo largo de esta serie, a lo largo del extenso término municipal de Cortes de Pallás las rocas aflorantes son de una forma muy (pero que muy) predominante, mesozoicas. Como se recordará, el Mesozoico es una era de la historia de la Tierra que a su vez se divide en tres periodos: Triásico, Jurásico y Cretácico. Los materiales más antiguos, de edad triásica, afloran ampliamente a lo largo del saltwall del diapiro de Cortes, mientras que los materiales cretácicos son con diferencia los más abundantes: la sierra de Martes, la Muela de Albéitar y la de Cortes aparecen pintadas en el mapa geológico con los tonos de verde con los que se representa el Cretácico. Unos y otros han sido tratados en detalle en distintas entregas de esta serie. Ahora bien, ¿qué hay del Jurásico?
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, publicado en 1960, los autores dedican un gran esfuerzo a la búsqueda del Jurásico. Ya en este mapa se describen un conjunto de dolomías tableadas grisáceas aflorantes sobre el conjunto del Keuper (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, sin estar clara su datación precisa. En cualquier caso, incluso si se hubiese tratado del Jurásico, parecía extraño que no hubiese más materiales de esta edad por encima de estos términos basales. Finalmente los autores de este mapa encuentran indicios del Jurásico superior en materiales procedentes de la excavación de 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 zona 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 (publicado en 1980), aquí identificado, sin dudas, en pequeñísimos afloramientos en la base del cañón del Júcar, la mayoría ya sumergidos en el embalse de Cortes II ( pero todos ellos, salvo uno, fuera del término de Cortes). Estos materiales se dataron como Kimmeridgense, una de las épocas más tardías del Jurásico superior.
Así pues, la cuestión del Jurásico en Cortes no estaba cerrada en la cartografía disponible, y puede resumirse en los siguientes puntos:
Las dolomías que se encuentran por encima de los materiales del Keuper, típicamente de los yesos de la formación Ayora, ¿tienen edad Triásica o por el contrario constituyen la base del Jurásico en la zona?
¿Afloran en el término de Cortes materiales de edad jurásica que nos permitan conocer qué tipo de paisajes existían en la zona?
La primera pregunta no ha sido fácil de responder, existiendo diversas dataciones alternativas sobre estos materiales, que constituyen la formación Imón (en el ámbito de la codillera Ibérica) o Zamoranos (en el ámbito de la Bética). La última aportación al respecto se encuentra en un artículo publicado en 2017 por Ortí et al. que data este conjunto como Raetiense [1]. Si echamos un vistazo a la escala cronoestratigráfica veremos que esto lo sitúa como Triásico superior.
Sección de la escala cronoestratigráfica que cubre el intervalo representado en los charcos del Ral.
Así pues, las posibilidades de "pisar" rocas jurásicas en Cortes se reducen más todavía, salvo que localicemos afloramientos no identificados hasta ahora. Recordemos que la cartografía oficial recoge tan solo un pequeño afloramiento al pie del puntal de Sácaras, ya bajo las aguas del embalse.
Ya desde el inicio de mi trabajo de campo realizado en este área (que describí en mi artículo anterior), esta cuestión estaba latente en el ambiente. Recuerdo comentar con Nacho Meléndez, al mostrarle la zona, lo llamativo de que el Jurásico no aflorase de forma más extensa, "porque estar tiene que estar". Y así tuve la suerte de topar con el Jurásico donde no se había encontrado antes, y como el trabajo mostró posteriormente, de forma mucho más extensa. El mapa que construimos muestra estos materiales aflorantes en el oeste del término municipal, en el límite con Cofrentes, en los sectores del Puntal de la Cueva Hermosa y El Barrancazo - Loma del Mojón. El siguiente mapa simplificado permite comprobar esto.
Mapa geológico simplificado del diapiro de Cortes de Pallás. Al oeste, en color azul claro y con la etiqueta J1, los materiales del jurásico.
Para conocer cómo era Cortes de Pallás durante el Jurásico nos vamos a situar en el icónico paisaje de Los Charcos del Ral - Cueva Hermosa. Posiblemente se trate de uno de los lugares más visitados y fotografiados de Cortes. En este lugar, la rambla del Ral se precipita en una serie de saltos que alternan con pequeñas pozas.
Vista hacia el oeste de los charcos del Ral. Los materiales que forman los grandes escarpes a derecha e izquierda son calizas jurásicas.
Lo que observamos en los charcos del Ral es, en primer lugar, una secuencia de calizas y margas que se alternan rítmicamente. Pero para verlos hemos de aproximarnos allí desde el oeste, aguas abajo de los charcos (donde se situaba la antigua aldea del Ral de Arriba), o bien descender con mucha precaución hasta el último salto, que ya no es posible destrepar, para echar un vistazo desde allí hacia el curso bajo de la rambla.
Calizas tableadas con altenancia rítmica de margas de la formación Loriguilla en el margen norte de la rambla del Ral.
Vista hacia el oeste, aguas arriba de la rambla del Ral. En primer término la formación Loriguilla. En segundo término, el cauce se encaja en las calizas de la formación Higueruelas.
Estos materiales no contienen apenas fósiles, algo que no es sorprendente ya que es característico de la formación. De hecho, tan solo encontré un ammonites en el puntal de la Cueva Hermosa que por suerte permitió establecer la edad de estos materiales. Fijaos que en la roca sobre la que se apoya la lupa hay también una sección de un belemnites. Ambos fósiles son propios de ambientes de mar abierto.
Ammonites y sección de belemnites procedentes de la formación Loriguilla. Se trata de fósiles típicos de facies pelágicas, de mar abierto.
Estas calizas y margas pertenecen a la formación Loriguilla.
Continuemos nuestro viaje en el tiempo. Por encima de esta alternancia de calizas y margas hay un conjunto muy potente de calizas blancas, en bancos bien estructurados en la base y con un aspecto masivo a techo. Estas rocas constituyen el sustrato sobre el que se asientan los charcos y es en las que se abre la boca de la Cueva Hermosa. Precisamente en el límite norte del puntal de la Cueva Hermosa las capas aparecen espectacularmente plegadas.
Flanco del espectacular pliegue de las calizas jurásicas entre el puntal de la Cueva Hermosa y la Muela de Albéitar. En el centro de la imagen, abajo, puede vislumbrase uno de los charcos.
La dureza de estas calizas hace que formen las paredes verticales que hacen tan espectacular este paisaje. Se trata de las Calizas de oncolitos de Higueruelas. A diferencia de la formación Loriguilla, . Allí encontramos que estas calizas contienen una abundante fauna, básicamente de braquiópodos, bivalvos y en algún caso incluso algún ammonites.
Colección de braquiópodos de la base de la formación Higueruelas.
Secciones de ammonites en la base de la formación Higueruelas.
Pero el afloramiento más interesante de esta formación está, sin dudas, en la ladera de la muela de Albéitar. Aquí, en el punto del que parte el sendero que desciende a los Charcos, encontramos la única sección en la que es posible observar de forma continua los términos superiores del Jurásico, el techo de la formación Higueruelas y los materiales basales del Cretácico.
Sección del Jurásico superior, formación Higueruelas, en la ladera meridional de la Muela de Albéitar. Arriba a la izquierda el vial del PENVA.
A diferencia de lo que vimos en el Puntal de la Cueva Hermosa, aquí encontramos evidencias de un medio de mayor energía. Fragmentos de corales ramosos y conchas de bivalvos, y algunos rudistas más o menos enteros.
Fauna fragmentada de la formación Higueruelas. Destaca la sección de coral señalada por el dedo.
Sin embargo, el rasgo sedimentario más característico, sin ninguna duda, son los niveles de calizas oolíticas y pisolíticas intercalados en la secuencia.
Este tipo de rocas están integradas por unos cuerpos subesféricos formados por la precipitación de carbonato cálcico sobre un núcleo que puede ser un grano de arena, un fragmento de concha, etc. Su formación se da en medios energéticos, poco profundos, agitados por el oleaje. Son, por tanto, un buen indicador paleoambiental. La diferencia entre un pisolito y un oolito es su tamaño, teniendo los primeros un diámetro superior a 2 mm y los segundos inferior a esta medida. El ejemplo típico de ambiente de formación actual son las costas de la plataforma de las Bahamas.
Nivel estratigráfico reconocible en toda la zona con abundantes pisolitos.
Caliza con secciones de oolitos/pisolitos.
Y como ya hemos dicho, lo mejor de esta sección, y lo que la hace tan interesante, es que es la única en la que es posible ver el techo del Jurásico y el tránsito al Cretácico suprayacente. El contacto se produce por medio de una superficie rubefactada, un hardground ferruginoso. Por encima de esta superficie, bien visible junto al punto
donde se dejan los coches para bajar a los Charcos. La base del Cretácico está representada por unas arcillas margosas y margas con intercalaciones calizas.
Nivel rubefactado que señala el techo del Jurásico en Cortes.
De forma natural, el vial del PENVA de las aldeas, que recorre la ladera de la muela de Albéitar y pasa justo por este punto, aprovecha este nivel ferruginoso como base, aprovechando para el desmonte las más fácilmente excavables margas cretácicas.
Margas y calizas de la formación Contreras en la Muela de Albéitar. Constituyen la base de Cretácico en la zona. El vial del PENVA aprovecha el contacto entre Jurásico y Cretácico en su trazado.
Estas calizas y margas pertenecen a la formación Arcillas de Contreras, de edad barremiense. Tienen un carácter marino, aunque no
siempre abierto, y entre las margas y arcillas hay intercaladas barras de calizas calcareníticas en las que se pueden observar ostrácodos y gasterópodos de pequeño tamaño, además de otros restos de fauna.
Fragmento de ostreido encontrado en los niveles margosos de la Fm. Contreras.
Ostrácodos y pequeños gasterópodos de los niveles calcareníticos de la Fm. Contreras vistos a través de la lupa x10.
El buzamiento de las capas en combinación con la pendiente del vial hace que, si lo recorremos hacia el oeste, siguiendo la cuesta, vayamos encontrando materiales cada vez más jóvenes, recorriendo la secuencia estratigráfica. En primer lugar, sobre las calizas y margas de la formación Contreras encontramos un nivel de margas amarillentas con abundantes orbitolinas, un tipo de foraminífero.
Nivel de acumulación de orbitolinas en la base de la Fm. Caroig.
Y a continuación aparecen unos potentes bancos calizos en los que es posible reconocer abundantes secciones de rudistas; auténticos bancos generados por estos organismos, que en el Cretácico eran los principales formadores de bioconstrucciones superando a los propios corales.
Secciones de rudistas de los bancos calizos de la Fm. Caroig.
Se trata de las facies urgonianas típicas de la formación Calizas con rudistas del Caroig, de edad Aptiense. Esta formación presenta en la zona dos potentes escarpes asociados a niveles calizos, separados por un nivel intermedio de carácter detrítico. Es la siguiente fotografía, tomada desde la ladera de la Muela de Albéitar, es posible apreciar el primero de ellos. De hecho, a lo largo del vial es posible estudiar una sección muy interesante y representativa del Cretácico inferior en la zona. Y lo que es más, esta ladera de la Muela de Albéitar es la única que nos permite contemplar de forma casi continua la secuencia Jurásico-Cretácica en Cortes.
Vista completa de la base de la sección meridional de la Muela de Albéitar donde puede observarse el contacto entre el Jurásico y el Cretácico. Es el único lugar en el término de Cortes donde puede encontrase este contacto.
Y una vez vistas las rocas, es el momento de leer en ellas la historia de los paisajes en el territorio que ahora es Cortes de Pallás en el Jurásico.
Nuestro punto de partida se sitúa en el final del Triásico, en las ya conocidas dolomías de la formación Imón/Zamoranos. Estos materiales afloran actualmente como espectaculares crestones rocosos en el relieve, como por ejemplo en Rambla Seca, donde los ingenieros los utilizaron como base para el apoyo de las dos conducciones que comunicaban el canal que traía el agua desde Embarcaderos con la cámara de turbinas de la central.
En Rambla Seca las antiguas conducciones que conectaban el canal con la cámara de turbinas aprovecha el crestón verticalizado de las Dolomías de la Fm. Imón/Zamoranos.
Ya hemos estudiado la formación Imón/Zamoranos en otros artículos. Esta formación representa los depósitos de plataforma carbonatada asociados al pulso transgresivo que pone fin al Triásico en el Este de Iberia. El mar avanza sobre los depósitos evaporíticos del Keuper y los materiales que hemos visto representan los ambientes costeros someros de las orillas de ese océano (el Thetys). En esta época se ubica en el margen de la isla que constituye el macizo ibérico, en la costa de la plataforma que cierra el Thetys por el Este. Estas rocas son la evidencia de la continuación del proceso de rifting que acabará por romper Pangea, extendiendo el océano de Thetys hacia el Oeste (algo que se está repitiendo en este momento en el este de África). Podéis echar un vistazo a los materiales del Kueper en Cortes de Pallás aquí.
Reconstrucción paleogeográfica de Iberia y el este del Tethys en el Jurásico inferior. La estrella marca la posición de Cortes en el margen de Iberia. Fuente: Colorado Plateau Geosystems.
Los materiales que encontramos a continuación son los de la formación Loriguilla, en contacto mecánico habitualmente sobre el Keuper. Aparentemente no ha habido deposición en la zona de materiales jurásicos previos, lo que sugiere que este territorio se encontró emergido hasta casi el fin de este periodo. Hace unos 150 millones de años la mayor parte de lo que será la península está cubierta por un mar somero y cálido. Sólo la parte más occidental de ésta, el Macizo Ibérico, constituye tierra emergida, a modo de isla. Según la interpretación que se da a la formación Loriguilla, el material movilizado por tormentas es transportado en suspensión mar adentro y depositado por corrientes no turbidíticas en un ambiente de plataforma externa. La repetición de este proceso da lugar a los ciclos que se ven en las rocas, de los cuales la base lo constituye la capa centimétrica, de mayor contenido detrítico, seguida por los bancos decimétricos de calizas. En este sentido, la deposición es episódica pero cada uno de los ciclos es rápido, no suponiendo un intervalo de tiempo largo de deposición lenta sino más bien lo contrario.
Reconstrucción paleogeográfica de Iberia en el Jurásico superior. La flecha indica aproximadamente el área de estudio. Fuente: Colorado Plateau Geosystems.
Durante el final del Jurásico se produce una retirada paulatina del mar. Esta somerización se manifiesta en la presencia de evidencias de medios de mayor energía: fósiles de ambientes costeros (corales, bivalvos y gasterópodos en lugar de belemnites y ammonites), fragmentados, y sobre todo los pisolitos y oolitos, producto claro del oleaje en la costa. (es interesante observar que este periodo regresivo es contemporáneo con los importantes yacimientos de dinosaurios del interior de Valencia, Castellón y Teruel, como han mostrado dataciones recientes [2]). Esta ilustración, tomada de [2], permite echar un vistazo a estos paisajes del este de Iberia durante el final del Jurásico.
Reconstrucción idealizada de los ecosistemas de dinosaurios
del Jurásico Superior del este de la Península Ibérica. Tomado de [2]
Este proceso regresivo culmina con la formación del hardground ferruginoso del vial del Penva en los charcos del Ral. Un nuevo periodo de emersión es seguido por un nuevo episodio trasgresivo con el depósito de las calizas y margas de la formación Contreras, del Cretácico inferior, que presentan también un carácter marino somero.
Así pues, a modo de resumen, podemos ver como también el el Jurásico Cortes se encontraba en el margen de Iberia, en la costa, como ya pasó en el Triásico y seguiría siendo durante todo el Cretácico, siendo en este momento cuando se registran los ambientes marinos más profundos que podemos ver en las rocas de la zona, correspondiendo con la Formación Loriguilla. Para descubrir como estos materiales marinos acabaron plegados tan espectacularmente para formar el paisaje actual de los Charcos del Ral, podéis echar un vistazo a este artículo.
A partir de aquí la historia durante el Cretácico inferior por encima de los materiales barremienses y aptienses descritos en el Ral, y la hemos contado en este artículo: El Cretácico inferior en Cortes de Pallás.
[1] Ortí, F.,
Pérez-López, A. and Salvany, J. M. (2017). Triassic evaporites of Iberia: Sedimentological and palaeogeographical
implications for the western Neotethys evolution during the Middle
Triassic–Earliest Jurassic. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, 471, 157-180.
[2] Campos-Soto, S., Benito, M. I., Cobos, A., Caus, E., Quijada, I. E., Suarez-Gonzalez, P., ... & Alcalá, L. (2019). Revisiting the age and palaeoenvironments of the Upper Jurassic–Lower Cretaceous? Dinosaur-bearing sedimentary record of eastern Spain: implications for Iberian palaeogeography. Journal of Iberian Geology, 45(3), 471-510.
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Es curioso cuán diferente puede ser la percepción de un lugar en función de los intereses de la persona que lo visita. Recientemente tuve ocasión de viajar a Chile y aprovechamos para dejarnos caer por Isla Negra. Se trata de un pequeño municipio de la costa, al sur de Valparaíso, cuya principal actividad, aparentemente, es el turismo. En la carreterita que atraviesa el pueblo hay multitud de restaurantes y cafeterías con sus terrazas y, en un lugar estratégico, un buen número de casetas de recuerdos, en algunos casos consistentes en artesanía local basada en el motivo de atracción principal de este lugar. Y es que la mayor parte de la gente que viene aquí lo hace atraída por la casa de Pablo Neruda. Según parece, este poeta decidió asentarse aquí en cierto momento de su vida, de vuelta de Europa. Su vivienda ocupa un lugar prominente, sobre un pequeño escarpe que recae sobre el Pacífico (un mar que no me dado muestras de serlo en absoluto en ninguna de las dos ocasiones que he tenido de verlo). He de reconocer que no habíamos planificado ena absoluto la visita y que nuestro interés inicial no iba más allá de visitar esta localidad costera, ver el océano y dejarnos llevar por lo que este paisaje ofreciese.
Tras aparcar seguimos el sendero que conduce a la costa, donde algunos vendedores ambulantes estaban colocando sus puestos aprovechando su estratégica ubicación en el camino a la casa de Neruda. Entonces llegamos al océano, al monumento a Neruda y… descubrimos que en realidad, hay mucho más que ver aquí de lo que la mayor parte de los visitantes de Isla Negra imaginan.
La costa del Pacífico en Isla Negra. La escultura homenaje a Pablo Neruda preside las tonalitas del Complejo Ígneo de Isla Negra.
Chile es un país muy alargado encajado entre la inabarcable cordillera de Los Andes y el océano Pacífico. Una y otro no se pueden entender por separado, ya que es precisamente el movimiento de convergencia entre la placa Pacífica y la placa Sudamericana la que ha levantado la cordillera, a la vez que la corteza oceánica se hunde hacia el manto bajo el continente. Pero la historia geológica del margen oeste de Sudamérica no se limita a las estructuras que vemos ahora. Como casi todas las placas que contienen amplias extensiones de corteza continental, la placa Sudamericana es el resultado de una sucesión de acontecimientos geológicos que pasan desde el rifting (la ruptura de la placa) a la acreción por colisión de fragmentos de corteza continental de menor entidad (llamados ‘terranes’ en inglés) pasando por la convergencia de placas a gran escala. Cada uno estos procesos deja una cicatriz que puede ser empleada para reconstruir la historia pasada de una región, y en el caso de Chile (o del margen continental de Sudamérica) esta historia empezó hace mucho tiempo. Podemos rastrear esta historia hasta la ruptura de Rodinia, un supercontinente que en el eón Proterozoico reunía a todas las masas continentales de la Tierra (en un anticipo del más conocido Pangea), un supercontinente que se fracturó (hace aproximadamente 900 Ma) dando lugar a océanos como el de Japeto y a cierto número de terranes (como el de la Pampa, o el de Arequipa-Antofalla) que, posteriormente, acabaron reuniéndose de nuevo y amalgamándose con los cratones de Amazonia y San Francisco (sí, la tectónica de placas es así, lo que hoy se separa puede acabar reunido mañana en una reversión del movimiento relativo de las placas). Todo esto significa que existieron ciclos tectónicos anteriores al que dio origen a los Andes, o visto de otra manera, una sucesión de Andes ancestrales erosionados y desaparecidos antes de la formación de la magnífica cordillera que vemos ahora. Este último ciclo orogénico se inició, según las mejores estimaciones disponibles, en el Jurásico Superior, cuando Sudamérica formaba parte del aún íntegro continente de Gondwana.
Como vemos, la costa de Chile ha sido un lugar movido desde hace mucho, mucho tiempo. Y en la zona central de Chile, al sur de Valaparaíso, podemos ver las raíces expuestas de algunas de aquellas montañas desaparecidas.
El batolito costero de la región central de Chile.
Isla Negra se encuentra en la Cordillera de la Costa, sobre una estructura conocida como el Batolito de la Costa. Esta estructura es el resultado del emplazamiento en la corteza de cuerpos de rocas ígneas intrusivas generadas durante la subducción bajo Gondwana de la placa Pacífica, concretamente entre finales del Paleozoico y el inicio del Mesozoico. Es decir, es anterior al inicio del actual ciclo orogénico andino. Aclaremos un par de ideas antes de continuar:
· Un batolito es un cuerpo de forma alargada y dimensiones de decenas de kilométros formado por la solidificación de magmas en la corteza terrestre. Normalmente el batolito es paralelo a alguna dirección tectónica regional (en este caso al límite entre las placas convergentes) y está, a su vez, formado por una sucesión de cuerpos menores, de forma subesferoidal, llamados plutones (con L, que os conozco).
· El emplazamiento de un batolito (o de los plutones que lo forman) no es un fenómeno sincrónico: es un proceso prolongado en el tiempo en el cual se pueden producir pulsos magmáticos sucesivos que a su vez intruyen a los anteriores.
Mapa geológico de la región central de Chile que contiene el área del Complejo Ígneo de Santo Domingo (reproducido de [2])
Más adelante hablaremos acerca del origen de estos magmas. Lo importante ahora es visualizar que en Isla Negra nos encontramos pisando una antigua cámara magmática de enorme extensión, que ha aflorado a la superficie como resultado de los mismos procesos que están levantando los Andes actuales, un cuerpo de roca exhumado y erosionado que nos permite ver el interior de la Tierra de hace más de 200 millones de años. Pero es más impresionante pensar que es como si nos hubiésemos metido en una máquina de excavar gigante (como en El Núcleo, esa pésima película) y hubiésemos descendido hasta unos 15 km bajo los volcanes de los Andes. Pero dejémonos de introducción y echemos un vistazo al Complejo Ígneo de Isla Negra, parte del complejo de Santo Domingo (que así se conoce esta parte del Batolito Costero).
Vista panorámica de la costa de Isla Negra
Las rocas que vemos en Isla Negra son granitoides de composición calcoalcalina, fundamentalmente tonalitas y leucogranitos. Lejos de ser un cuerpo homogéneo, son resultado de un proceso de mezcla de magmas de composiciones ligeramente diferentes (una mezcla no completa, como veremos). Además, las condiciones en que se produjo esta mezcla no eran precisamente tranquilas, lo que ha dejado en la roca evidencias de la deformación resultado de los esfuerzos a que la corteza estaba sometida. Las evidencias de todo ello las podemos encontrar en la presencia de enclaves microgranulares, schlieren, diques (máficos y leucocráticos) y en las estructuras de deformación que muestran. Un auténtico espectáculo.
Los granitoides.
La mayor parte de las rocas que veremos en Isla Negra son, como ya hemos dicho, tonalitas y leucogranitos. Son rocas de composición calcoalcalina, típicas de márgenes destructivos (es decir, donde se está destruyendo corteza oceánica mediante un proceso de subducción) y están relacionadas con los arcos volcánicos que se forman a lo largo de estos límites convergentes. Las tonalitas están formadas por plagioclasa, cuarzo y biotita y hornblenda como principales minerales máficos. Alternan zonas con abundantes enclaves agrupados en enjambres y zonas donde su contenido es mucho menor. También presentan una clara foliación tanto por la alineación de minerales, la orientación de los enclaves de forma lenticular como por la presencia de bandeados composicionales.
Aspecto de las tonalitas. En el centro de la imagen es bien visible un enjambre de enclaves microgranulíticos elongados según las lineaciones tectónicas dominantes
Los leucogranitos aparecen formando diques o bolsas de forma irregular y contacto neto con las tonalitas. Contienen biotita y feldespato potásico (microclina). En ocasiones se encuentran parches pegmatíticos con grandes fenocristales de cuarzo y microclina. Los leucogranitos no suelen presentar enclaves.
Aspecto de los leucogranitos. Gonzalo Che hace de escala.
Detalle de uno de los bolsones pegmatíticos contenidos en los leucogranitos, en los que se aprecian grandes fenocristales de microclina y de cuarzo intersticial.
Enclaves.
Un enclave es un cuerpo de composición distitinta, generalmente más máfica y de dimensiones generalmente centimétricas a decimétricas que aparece englobado en un cuerpo de roca de composición distinta, generalmente un granitoide. En Isla Negra los enclaves son abundantísimos y muestran toda una serie de características que aportan mucha información acerca del emplazamiento del Plutón y su historia de deformación. Poseen una textura microgranular y muestran plagioclasa cálcica, hornblenda y biotita (más algo de cuarzo). En cualquier caso, la composición y la textura son variables, presentando en ocasiones fenocristales de plagioclasa y una gradación hacia la tonalita de la matriz, que en ocasiones se refleja en contactos indentados entre una y otros, lo que a su vez es un indicativo de la interacción entre los dos magmas originales cuando ambos estaban todavía en un estado plástico similar. De la misma forma, a pesar de que el tamaño de grano en los enclaves en muy inferior al de la matriz tonalítica, encontrar en el interior de los mismos y en sus bordes grandes cristales de plagioclasa que constituyen una evidencia más, junto con otros indicios, de la interacción entre uno y otra antes de la completa cristalización.
Además de los procesos de mezcla incompleta de magmas (un proceso conocido como magma mingling) hay otros factores que añaden un componente dinámico a la escena. Por ejemplo, la deformación de los propios enclaves. Hay todo un muestrario que incluye:
Enclaves elongados.
Enclaves plegados.
Enclaves que muestran fracturas en echelon en zonas de cizalla.
Enclaves boudinados.
Enclave elongado con un sistema de fracturas de tensión desarrolladas como resultado de los esfuerzos de cizalla subparalelos a la dirección de elongación del enclave. Se aprecia como las grietas están ocupadas por un leucosoma empobrecido en minerales melanocráticos (oscuros).
Enclave boudinado en el que la extensión paralela a la alineación del enclave ha separado los tres fragmentos (boudines) en que se ha dividido.
Enclave plegado visible en el centro de la imagen
Aunque hay una cierta variabilidad en el comportamiento mecánico de enclaves y matriz tonalítica, el tipo de deformación observada en los primeros parece sugerir una diferente viscosidad entre magmas en el momento de producirse esta.
Contacto imbricado entre la matriz tonalítica y un enclave. Se observan varios fenocristales de feldespato en el interior del enclave y un borde difuso como resultado de la mezcla parcial de dos magmas (mingling) con una viscosidad similar.
Además, también es muy vistosa la foliación magmática evidenciada por bandas de material máfico (schlieren, básicamente zonas especialmente ricas en biotita). Esta foliación coincide en general con la mostrada por los enjambres de enclaves y sus direcciones de elongación.
Diques
Son especialmente llamativas las familias de diques máficos que cortan tanto a través de la matriz tonalítica como de los enclaves, lo que demuestra que su emplazamiento es posterior a ambos. Estos diques muestran relativamente poca deformación y su contacto con el resto de estructuras es neto, lo que sugiere que para el momento en que se produjo su intrusión el cuerpo ígneo original estaba cristalizado en un alto grado. Pueden observarse detalles como:
Bloques angulosos de la matriz incorporados en el interior de los diques.
Zonas de indentación entre matriz y diques.
Bordes de enfriamiento en los márgenes de los diques, a lo largo de los contactos entre ambos, evidenciados por la distinta textura entre estos márgenes y la sección central de los diques.
La datación de esto diques apunta a una edad Jurásico superior para los mismos. En Punta de Tralca, al noreste de Isla Negra, pueden verse los puntos en los que se han tomado testigos para la realización de análisis en laboratorio. Se interpreta estos diques como el resultado de un régimen extensivo establecido entre finales del Jurásico y el inicio del Triásico.
Dique melanocrático que corta de forma limpia a través de los enclaves y la matriz tonalítica, desplazando los fragmentos en que divide el enclave. El contacto entre el dique y la matriz y el enclave es neto, mostrando que cuando se emplazó existía un fuerte contraste de viscosidad con la matriz tonalítica.
Dique que presenta un bloque anguloso de matriz incorporado. Este bloque es un fragmento de tonalita arrancado mecánicamente durante el emplazamiento del dique.
Contraste textural entre los márgenes del dique (en contacto con la matriz) y el eje central del mismo, posiblemente a consecuencia del enfriamiento más rápido de los bordes al contacto con la matriz, más fría en el momento del emplazamiento. Esa diferencia textural hace que ambas zonas se meteoricen de forma distinta, haciendo que sea más visible.
Puntos en los que se ha tomado muestras del dique para la realización de estudios petrográficos.
Todo ello nos muestra que la historia del complejo ígneo de Isla Negra (y, por extensión, del de Santo Domingo) es el resultado de una compleja interacción de procesos tectónicos, magmáticos y metamórficos (este último punto no lo puedo mostrar en imágenes ya que no tuve ocasión de visitar el Complejo Metamórfico de Valparaíso que actúa como encajante de estos complejos ígneos).
Otros detalles.
Además de todo lo expuesto ya, pueden observarse otros detalles interesantes relacionados con la forma en que estas rocas son afectadas por los factores ambientales meteorizando y erosionando las rocas.
Por un lado, en Punta Tralca podemos ver la típica erosión de los granitoides a lo largo de familias de diaclasas para generar un paisaje de grandes bloques de rocas redondeadas.
Vista general del paisaje típico resultado de la erosión de los granitoides en Punta Tralca
Por otra parte, también vemos como los enclaves micrograníticos son más sensibles al ataque por los factores ambientales, posiblemente como resultado de su menor tamaño de grano que aumenta la superficie específica disponible expuesta al ataque químico.
Hueco dejado por la erosión completa de un enclave. Rnteresantemente, el hueco está relleno parcialmente por arena compuesta por minerales melanocráticos, seleccionados por el viento a causa de su mayor densidad.
Y una forma extrema de erosión es, naturalmente, un tsunami. No todos los días se está en lugares en los que hay que prestar atención a las rutas de evacuación de este fenómeno geológico. Es un buen recordatorio de la compleja historia geológica del margen activo del oeste de Sudamérica.
El autor junto a uno de los carteles que señalizan la ruta de evacuación en caso de tsunami, un recordatorio de que nos encontramos en un margen continental muy activo
Finalmente os dejo un vídeo que os permitirá tener una idea más dinámica de cómo es el paisaje de Isla Negra, además de disfrutar de la siempre impresionante fuerza del Pacífico (que aquí, de Pacífico tiene poco).
Referencias:
[1] Siña, A., and Parada, M., 1985, Los granitoides de rocas de Santo Domingo: antecedentes de terreno, petrográficos y de química de elementos mayores para una mezcla de magmas, in Proceedings, 4th Congreso Geológico Chileno, v. 3, p. 512–530.
[2] Webber, J.R., 2012, Advances in rock fabric quantification and the reconstruction of progressive dike emplacement in the Coastal batholith of central Chile [M.S. thesis]: Burlington, University of Vermont, 268 p.
[3] Webber, J. R., Klepeis, K. A., Webb, L. E., Cembrano, J., Morata, D., Mora-Klepeis, G., & Arancibia, G. (2015). Deformation and magma transport in a crystallizing plutonic complex, Coastal Batholith, central Chile. Geosphere, 11(5), 1401-1426.
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La sierra de Toix es una pequeña alineación que separa la bahía de Calpe de la de Altea. Junto con Oltà y el peñón de Ifach forman el encuadre geológico y paisajístico de esta localidad. Sin embargo, recibe mucha menos atención y visitas que estos dos. Y, en realidad, el único sendero que la recorre es un camino que da acceso a las antenas de su cima, por lo que la visita es bastante complicada, si vuestro interés es la propia sierra y no vais a ella tan sólo por las vistas que ofrece de la Marina, para lanzaros en parapente o para escalar en las vías que recorren sus paredes. A pesar de que está rodeada (y cubierta) por un mar de urbanizaciones, vale la pena dedicar un rato a su geología, ya que guarda alguna sorpresa interesante.
La sierra de Toix vista desde lo alto del peñón de Ifach. Hay que reconocer que, vista desde aquí, no parece gran cosa...
Estructuralmente, la sierra de Toix es la continuación de la sierra de Bernia, de la que se halla separada por un sistema de fallas, alguna de las cuales ya vimos al visitar l’Estret de Mascarat. Está constituida por calizas de edad Eoceno-Oligoceno, como Bernia (y muchas otras montañas de las Marinas). Lo que más llama la atención es su traza rectilínea, difícil de apreciar si la vemos desde tierra (de hecho, desde Calpe sólo veremos la urbanización Maryvilla, que es por lo que me refiero a Toix como la sierra invisible).
Existe un sendero que recorre la parte de la sierra recayente al mar por el suroeste. Está muy poco marcado y señalizado por hitos de piedra. Parte desde la urbanización de Mascarat, que ya conocemos porque es el punto de partida para visitar l’Estret. Desde aquí podemos observar los estratos espectacularmente verticalizados de las calizas de Bernia en el Coll de Mascarat. También vemos que el ser humano se empeña en construir en cualquier sitio, pero ese es otro tema. En este comienzo del camino pasamos por la zona de falla que limita Toix por el suroeste y que la separa de Bernia. Las calizas están fracturadas formando una brecha de falla.
El Coll de Mascarat, límite meridional de la sierra de Bernia, separada de la sierra de Toix por una zona de falla aprovechada por el barranc de L'Estret.
Brecha de falla en el extremo suroeste de la sierra de Toix
Volveremos a esta falla más adelante.
Las calizas de la sierra de Toix se depositaron en la plataforma continental poco profunda en el margen de Iberia, cuando esta se encontraba más al sur, en latitudes tropicales, y lo que ahora es el prebético de Alicante constituía la línea de costa. Básicamente son calizas bioclásticas que en general representan ambientes de alta energía (oleaje) en el margen de un sistema de arrecifes. El algún caso hay corales ramosos en posición de vida, lo que denota la existencia ocasional de condiciones más tranquilas. Si prestamos atención, podremos encontrar en las rocas algunos restos que nos hablan de sus antiguos habitantes: corales, equinodermos, algas rodofíceas y foraminíferos.
Caliza bioclástica con textura packstone con multitud de fragmentos de la teca de equínidos (erizos de mar)
Sección de la teca de un equínido
Coral ramoso totalmente recristalizado embebido en una matriz de barro carbonatado.
Sección de tres fragmentos de los brazos de un coral ramoso. Se aprecian peerfectamente los septos.
Otra capa de calizas bioclásticas con gran abundancia de algas rodofíceas (esos cuerpos con forma globulosa) y foraminíferos: nummulites y assilinas.
No obstante, el principal interés de la sierra de Toix no es paleontológico, sino que se basa en otros dos aspectos muy destacados. Uno es estructural y el otro está relacionado con los procesos kársticos en curso. Hasta ahora hemos ido recorriendo los bancos calizos que buzan fuertemente al suroeste. A nuestra izquierda la sierra de Toix forma un acantilado vertical que cae de forma espectacular al mar. Continuamos hacia adelante tratando de no perder el sendero.
Pared de los acantilados de Toix que caen verticalmente al mar. Al fondo la urbanización Mascarat.
Eventualmente nos encontramos con una plataforma formada por unas margas arenosas que fueron abancaladas para su aprovechamiento como campos de cultivo. Por aquí la marcha es más fácil. Y de pronto, nos encontramos con algo espectacular. Las formas de disolución de las calizas están por todas partes, pero no estamos preparados para toparnos con una abertura alargada de varios metros de longitud que nos permite ver el mar directamente bajo nosotros, quizá a unos 30 metros. La verdad, no me atreví a acercarme más. Un arco divide la abertura en dos, y reconozco que no me atreví a poner un pie sobre él. La calidad de las fotografías no es la mejor, pero hice lo que pude.
Cavidad kárstica cruzada por un arco que salva una caída de unos 30 metros hasta el mar
La verdad, esto es todo lo que me atreví a acercarme...
Esta cavidad natural aporta el punto espectacular, pero lo más intrigante para mí fue descubrir unas curiosas formas kársticas que no había visto antes. Estaban por todas partes en torno al gran hueco y consisten en cuerpos subcirculares a oblongos, a modo de cráter, con fondo plano. Pero al contrario que un cráter, la pared que forma el perímetro no se abre hacia afuera, sino que en este caso se proyecta hacia el interior como si se tratase de los restos de una cúpula hundida, sobresaliendo del terreno. Esta orla perimetral está marcada por los típicos rills de disolución, dispuestos de forma radial. Nunca he visto nada parecido. ¿Alguna idea acerca de su origen?
Curiosas formas de disolución de las calizas. Parecen una especie de minidolinas...
Y un detalle de una de ellas. Muy, muy curiosas.
En relación con los procesos kársticos en la sierra de Toix, es imprescindible hablar del sumidero de Toix. Muy cerca de donde nos encontramos existe una galería que se abre a unos 8 metros bajo el nivel del mar. Es conocida desde antiguo aunque hasta los años 80 del siglo XX no se exploró de forma sistemática. Esta galería conecta con el acuífero de Benissa y, en función de las condiciones del acuífero funciona como sumidero de agua salada o bien como manantial de agua dulce. Según podéis ver en la documentación de referencia, se han explorado tan sólo los primeros 150 m de la cavidad. Todo esto puede parecer un tanto extraño, pero no lo es tanto si pensamos que nos encontramos en un periodo interglacial con un nivel de mar alto, y que antes del inicio de este periodo, ayer mismo en términos geológicos, el sumidero de Toix aparecería en superficie funcionando como una surgencia que vertería su caudal al mar quedando colgada sobre el mismo en la pared del acantilado. A propósito del sumidero, @pabloIzni me pasa un artículo en un blog con algunas interesantes referencias históricas en relación con el mismo: http://historiadecalp.net/toix.htm.
Croquis del sumidero de Toix, reproducido en [2]
Desde aquí tenemos dos opciones: o nos volvemos por donde hemos venido o ascendemos campo traviesa (más) por la pared de la sierra, en un recorrido que no tiene nada de fácil y que puede tener algún paso comprometido. Al llegar a arriba encontraremos la pista que conduce a las antenas y el mirador sobre la bahía de Calpe, con buenas vistas sobre el peñón y Oltà, dos montañas que conocemos bien. Recordemos que en ambos casos las calizas que las coronan son alóctonas y que procesos de gravedad a favor de la fracturada plataforma continental del Mioceno las trajeron al lugar en el que las vemos hoy en día, reposando sobre rocas más jóvenes que en su momento formaban el lecho marino.
La bahía de Calpe vista desde el mirador de Toix: fijaos en el tómbolo, completamente urbanizado, y las salinas justo en el enlace del mismo con tierra.
Oltà desde el mirador. Como ya vimos, el escarpe calizo es el remate de un cuerpo olistostrómico deslizado sobre las margas Miocenas, más jóvenes.
Desde este punto nos dirigimos de vuelta a nuestro punto de partida. Como ya os dije, otro de los aspectos de interés de la sierra de Toix es el estructural, y os aseguro que vale la pena. Hemos de dirigirnos a la urbanización Mascarat, al mirador de la cala del Racó del Corb, desde donde tendremos una panorámica inmejorable de la sierra y podremos entender su origen.
Una de las cosas que más llama la atención de la sierra de Toix es su perfil rectangular, especialmente marcado en dos de sus caras. Desde tierra es difícil de apreciar, pero desde el mar o desde el aire resulta muy evidente. Gracias al LiDAR, podemos generar un modelo digital de la sierra y observarla desde cualquier ángulo. De esta forma podemos echar un vistazo a su geometría.
Modelo 3D generado a partir de la cartografía LiDAR del PNOA del IGN.
Y así es como se ve desde arriba:
Visualización en falso 3D de la sierra de Toix que permite captar su naturaleza de bloque tectónico con entidad propia.
La forma de la sierra de Toix está condicionada totalmente por la tectónica. Sus contornos rectilíneos se deben a que se trata de un bloque estructural limitado por fallas cuyo trazado conforma la geometría. Normalmente nos encontramos con estructuras geológicas de una escala tal que es difícil aprehenderlas en su totalidad. Sin embargo, en el caso de la sierra de Toix eso es posible. Es casi como ver un trozo de tarta recién cortado. Y ningún sitio para apreciar esto mejor que desde el mirador del Racó del Corb. Disfrutad de la vista:
Sistema de fallas del Racó del Corb y el espectacular diedro formado por la intersección de las dos fracturas.
Lo que estamos viendo es un diedro formado por la intersección de dos planos de falla. El primero corresponde con el acantilado que delimita la sierra por el lado de mar abierto, una falla directa resultado de la extensión de la corteza durante el Mioceno. En este sentido, la sierra no es más que un peldaño en esa escalera que desciende desde la alturas de las montañas de la Marina formadas por estos mismos materiales pero que se encuentran por encima de los 1.000 m.s.n.m. (como Aitana, sin ir más lejos). El segundo plano de falla forma un ángulo de casi 90º con el anterior y tiene un componente de rumbo que desplaza la sierra hacia el sur, individualizándola y separándola de Bernia, de la que constituye su terminación en la costa. Esta falla es la evidencian, tierra adentro, las brechas que vimos al comienzo a nuestro recorrido. En la fotografía es evidente el contraste litológico entre las duras calizas del acantilado y las margas blanquecinas de la izquierda, más deleznables. Precisamente a favor de esas margas el mar avanza tierra adentro, descubriendo el plano de falla que estamos viendo frente a nosotros. Eso quizá debería hacer reflexionar a los propietarios del edificio que vemos a la izquierda, pero no parece probable que eso ocurra, al menos hasta que la amenaza del mar sea evidente sobre la estructura, momento en que imagino que reclamarán la ayuda de Administración y culparán al cambio climático y a la geodinámica externa. Pero ya lo dice el Evangelio, aunque en otro contexto: “pero el que oiga mis palabras y no las ponga en práctica, será como el insensato que construyó su casa sobre arena”.
En el mapa geológico podemos ver todo esto con claridad:
Mapa geológico de la sierra de Toix. Modificado a partir de [1]
Y con esto damos por finalizada nuestra visita a esta pequeña, desconocida pero no obstante interesante sierra de la Marina Alta. Eso sí, con un detalle de un espectacular rodofito: esos fósiles bastante desconocidos:
Espectacular fósil de alga rodofícea, alga roja, o rodofito: un fósil tan bonito como desconocido (pesar de estar presente en el pavimento de la mitad de los edificios de España). Las encontraréis a patadas en el desmonte de la pista de las antenas de Toix. Abrid los ojos!
Una recomendación final: si pensáis seguir el itinerario descrito, tened en cuenta que el tramo de ascenso hasta el mirador de la sierra es bastante complicado. Hay que estar habituado a trepar y destrepar y, aún así, es fácil despistarse (la pendiente es muy vertical y no es fácil situarse). En verano, la ladera está muy expuesta al sur y a media mañana el sol ya pega de forma tremenda. Tened cuidado y preparad la salida.
Referencias.
[1] Mapa y memoria 848 Benidorm del MAGNA. 2008. IGME.
