Una de carbonatos perimareales en el Santoniense de Cortes de Pallás.

Cortes de Pallás es un buen lugar si te interesa el Cretácico. Es imposible estar en cualquier punto del término municipal sin tener a la vista rocas de este periodo. Los relieves más prominentes (la Muela de Cortes, la Muela de Albéitar, la Sierra de Martes…) son de esta edad y en el blog los hemos repasado en detalle. El propio caserío de Cortes se asienta sobre un bloque fallado de los que delimitan el graben del Júcar, un bloque que tiene el curioso nombre de Zarooza (ignoro lo que significa, aunque supongo que será de origen árabe). Este bloque registra el final de la transgresión cretácica del Thetys sobre Iberia en materiales que podemos asignar a la Fm. Calizas y brechas de la sierra de Utiel. Ya hicimos un recorrido sección arriba a través de esta formación en Zarooza, recorrido relatado en la serie Vestigios de un mar en retirada (parte I, parte II y parte III). Nos quedó pendiente estudiar qué ocurrió cuando el mar se retiró (casi por completo) allá por el Maastrichense, ya que esta historia también está escrita en las rocas de Cortes. No obstante, al preparar el material para contar cómo acabó el Cretácico y qué ocurrió en el Terciario en Cortes he encontrado algunas fotografías bastante interesantes de las rocas de la Fm. Utiel que no había enseñado hasta el momento y que no quiero dejar atrás, ya que son un buen ejemplo de lo que podemos ver al estudiar carbonatos perimareales.

En el itinerario de la serie mencionada nos movimos campo a través. En esta ocasión vamos a aprovechar que la construcción de la carretera que sube a la Muela desde Cortes expuso algunas decenas de metros de las calizas tableadas santonienses de la citada formación (si bien parecen más ya que los estratos buzan en el sentido de la pendiente, lo que hace que haya que caminar mucho a lo largo de la carretera para avanzar en la sucesión). El desmonte de la carretera constituye un excelente catálogo de estructuras sedimentarias propias de un ambiente perimareal que completaremos con ejemplos tomados de otros puntos de Zarooza. Los lectores interesados en el relato general pueden repasar la serie Vestigios de un mar en retirada siguiendo los enlaces de más arriba.

Primero lo primero.

Carbonatos perimareales

El término carbonatos perimareales se refiere a aquellos materiales carbonatados depositados en torno a una llanura de marea. Básicamente hay tres subambientes sedimentarios principales: la zona submareal, permanentemente sumergida; la zona intermareal, que es la franja de costa que queda alternativamente sumergida y emergida con el avance y retroceso de la marea y, por último, la zona supramareal. Como podéis imaginar, esta zona es la banda costera inmediatamente adyacente a la llanura mareal y que está casi siempre emergida, quedando cubierta por el agua únicamente en el caso de episodios como tormentas o mareas vivas.

Aunque esta definición de ambientes parece, a priori, muy clara, en realidad la variedad de condiciones dentro de cada uno de ellos es muy grande ya que, por ejemplo, la amplitud de las mareas o el nivel del mar es muy variable. En cualquier caso, nosotros vamos a repasar aquellas estructuras que nos permiten identificar que nos encontramos ante este tipo de ambientes sedimentarios, sin el propósito de reconstruir en detalle cómo era la costa en este lugar.

La montaña que era una llanura de marea

Una de las cosas buenas de la geología es que nos permite viajar en el tiempo y ver más allá de la realidad que tenemos delante. Así, cuando observamos la montaña de Zarooza (o, simplemente, Las Peñas, que es como se conocen en Cortes) nosotros no vemos una montaña, sino un antigua costa bañada por la marea. ¿Qué no? Fijaos bien.

Sección del Santoniense en Zarooza, Cortes de Pallás, o Las Peñas (como se conocen localmente)

Zarooza no es más que un bloque fallado descolgado unos 400 m. Las calizas Santonienses que lo forman se encuentran coronando la Muela de Cortes. La zona de falla que separa el primero de la segunda es aprovechado por el arroyo de Cortes en su tramo final. En el comienzo de la carretera que sube a la Muela, junto al polideportivo, podemos ver parte de la zona de falla. Aquí las regulares capas de calizas se encuentran plegadas, fracturadas y afectadas por multitud de fallas menores.

Traza del plano de falla que delimita el bloque hundido de Zarooza en el graben del Júcar. A la izquierda del plano hay brechas limosas depositadas por el arroyo de Cortes

Este es el aspecto del desmonte en la sección correspondiente al Santoniense. Una sucesión de capas tableadas de espesor decimétrico. Para ver el aspecto de campo se remite de nuevo a la serie Vestigios de un mar en retirada.

Veamos ahora las estructuras características de carbonatos perimareales.

Laminación

Quizá una de las principales características sedimentarias de este tipo de ambiente sea la laminación. Las láminas suelen tener un espesor milimétrico y presentar una alternancia de coloración entre claro y oscuro. Suelen formarse por el efecto de estabilización que los tapices de bacterias (principalmente cianobacterias) tienen sobre el sedimento, atrapándolo y manteniéndolo unido. En contra de lo que podría parecer a priori, no reflejan ritmos diarios o semidiarios, sino que más probablemente representan episodios separados incluso meses. En Roquetas encontré un buen ejemplo de cómo es uno de estos tapices bacterianos, en este caso desarrollado en una charca formada en un ambiente de backshore tras un episodio tormentoso en el Sabinal.

Tapiz de algas actual cubriendo vegetación halófila en una charca temporal en un ambiente de backshore. El Sabinal, Roquetas de Mar (Almería)

Dependiendo del subambiente, la laminación tiene escasas posibilidades de sobrevivir. Por ejemplo, en la zona submareal es fácilmente destruida por la bioturbación. A su favor pueden actuar factores como una rápida desecación (en la zona intermareal o supramareal) o un medio hipersalino, como puede ocurrir en zonas de circulación restringida de agua o en climas áridos. Otros factores que pueden contribuir a la alteración de las láminas es el crecimiento de cristales de minerales evaporíticos, la formación de gases asociados a la descomposición de la materia orgánica, procesos de compactación, etc. Aquí va un ejemplo de nuestro afloramiento. Fijaos en un detalle: hay una pequeña falla normal que desplaza el lado izquierdo de la capa hacia abajo. Sin embargo, esa falla no afecta a todo el estrato. El techo del mismo, también laminado, no está cortado por el plano de falla. Eso nos indica que se trata de un proceso sinsedimentario en el que el paquete inferior, ya depositado, falló, quizá a causa de procesos de compactación/escape de fluidos/disolución en los materiales infrayacentes, todo ello antes de que se depositase el nuevo cuerpo laminado.

Laminación algal en la zona intermareal. En el centro de la imagen se aprecia una microfalla sinsedimentaria (explicación en el texto)

Porosidad

Es muy frecuente es carbonatos perimareales encontrar poros o cavidades rellenas por sedimento, esparita o, simplemente, vacías. Su tamaño puede oscilar desde el submilimétrico (poros del orden del tamaño de grano) hasta cavidades centimétricas asociadas al crecimiento de estromatolitos, grietas de desecación, disolución, etc. y su forma puede ser desde equidimensional a irregular, alargada, etc. En otros casos puede tratarse de porosidad móldica (de evaporitas, de fósiles, etc.)

Porosidad rellena parcialmente por esparita

Estructuras de desecación

La exposición periódica al medio subaéreo hace que estructuras como grietas de retracción sean muy comunes. Más incluso que en el caso de sedimentos siliciclásticos, dada la escasa capacidad de retener humedad del fango carbonatado.

Grietas de retracción y láminas rotas de una tapiz algal actual en una charca de agua de lluvia ya desecada junto a la Laguna Salada de Pétrola

A continuación os muestro un ejemplo de estas estructuras que, además, nos sirve de repaso de algunas de las que hemos visto y de anticipo de otras. En la fotografía se puede ver un conjunto de láminas deformadas, quizá por la formación de una bolsa de gas. El espacio creado está parcialmente relleno por esparita. Las láminas superiores presentan en sección lo que parecen dos grietas de las que delimitarían un polígono. Entre medias hay un nivel micrítico que forma una matriz en la que flotan algunas láminas rotas y deformadas que, evidentemente, provienen del nivel inferior y que han sido arrancadas e integradas en la matriz en un episodio posterior a la formación de las propias láminas, pero previo a la desecación del fango (en la imagen anterior puede verse este mismo proceso, con láminas rotas despagadas del nivel basal). Por encima de la superficie de desecación aparece un nuevo nivel de color crema anaranjado, debido con probabilidad al contenido en óxidos y a la exposición subaérea (fijaos que es también es el color predominante del nivel laminado). Este material aparece rellenando las grietas. Por último se aprecia un nivel bioclástico con textura packstone/grainstone que representa un episodio de mayor energía, quizá un lag transgresivo o el registro de una tormenta.

Grietas de desecación (flechas) y laminas rotas incorporadas en el nivel mudstone superior. La sección mostrada, además, es el resultado de dos procesos de regresión/transgresión (explicación en el texto) 

Estromatolitos

Los estromatolitos son bioconstrucciones en las que alternan capas de bacterias con otras de sedimento carbonatado. Pueden ser laminares o tener distintas formas: de domo, de columna…Los estromatolitos se desarrollan en la zona intermareal, preferentemente. Cuando lo hacen en la zona supramareal, la desecación puede darles una apariencia arrugada. Este es el caso del ejemplo que se ve a continuación. Por encima de la superficie donde está apoyado el martillo y debajo de los estromatolitos puede verse un nivel detrítico limoso. Tanto los estromatolitos como los niveles superiores tienen un tinte amarillento debido al contenido en limonita, otra característica de la exposición subaérea en el medio supramareal.

Estromatolitos desarrollados en la zona supramareal asociados a evaporitas (no mostradas en la fotografía)

Estromatolito con geometría de domo

Evaporitas

En la zona supramareal pueden formarse charcas en las cuales, al evaporarse el agua tras la recarga episódica, precipiten minerales evaporíticos: halita, anhidrita y yeso. Estos minerales pueden disolverse en el siguiente ciclo de inundación o más adelante en el tiempo geológico. En algunos casos, si la matriz se había cementado, pueden quedar los huecos tras la disolución, formando un tipo de roca conocido como carniola. En nuestro ejemplo de Cortes tenemos un ejemplo de estas carniolas.

Carniolas con alto contenido en limonita. La textura hojosa se debe a la disolución de las evaporitas

Procesos pedogenéticos, disolución y alteración

Otra característica de los carbonatos perimareales es la existencia de horizontes alterados por la exposición subaérea prolongada. En estos horizontes se producen procesos de disolución de carbonatos, formación de horizontes de caliche (carbonato precipitado secundariamente en un proceso de formación de suelo) y aparecen, como un rasgo característico, cantos de color oscuro asociados a la exposición de calizas. También los tenemos aquí.

Nivel limoso con cantos calcáreos negros

A continuación un ejemplo de  niveles con pátina rojiza a causa del contenido en óxidos de hierro, asociados a niveles limosos parduzcos que muy posiblemente llegaron a constituir un suelo.

Superficie con evidencias de exposición subaérea evidenciados pos una costra ferruginosa y su asociación con un nivel de limos parduzcos

Bioturbación

Especialmente en la zona submareal y en la zona baja intermareal los organismos que habitan la llanura mareal retrabajan el sedimento borrando las estructuras primarias. Son muy típicas las galerías de tipo Thalassinoides isp. atribuidas a decápodos del género Callianasa y la bioturbación por raíces como, por ejemplo, en manglares. En el caso de Cortes lo que abunda son una serie de galerías meandriformes, en ocasiones horizontales, en ocasiones verticales, que de tanto en tanto se ramifican. Su longitud puede extenderse a varios decímetros. No he sido capaz de atribuirlas aun icnogénero específico. También aparecen pistas en la cara superior de las capas. Aparentemente son trazas de lomococión de algún animal que reptaba sobre sedimento semiconsolidado, ya que en ocasiones se conserva el borde levantado del surco. A veces están rellenos por un material carbonatado de grano más grueso. Aquí va un ejemplo.

Pista en la cara superior de un estrato en un ambiente intermareal

Otro ejemplo muy bonito es el siguiente. Se trata de un rastro dejado por un molusco bivalvo correspondiente al icnogénero protovirgularia. El animal se desplazaba por el fondo y en un momento dado se detuvo, dejando un molde de su cuerpo en el sedimento (centro de la imagen) correspondiente al icnogénero Lockeia. Posteriormente continuó la marcha. Este tipo de rastros son típicos de la zona intermareal.

Protovirgularia isp. + Lockeia isp.

Intraclastos

La precipitación de cementos carbonatados promueve la litificación temprana del sedimento. Episodios energéticos posteriores pueden fracturar las costras formadas previamente produciendo fragmentos que se incorporan como intraclastos en nuevos depósitos. En el siguiente ejemplo puede verse un clasto procedente de la caliza bioclástica inferior (que interpretamos como un lag transgresivo) y que ahora forma parte del nivel mudstone del término submareal superior. A su vez en el nivel bioclástico aparecen como clastos láminas rotas como las que vimos anteriormente.

Intraclasto procedente de un nivel inferior incorporado en la caliza mudstone superior

Ciclicidad

Es muy habitual que los carbonatos perimareales se presenten en paquetes compuestos por multitud de ciclos. Al parecer, con gran frecuencia las unidades que se repiten representan secuencias somerizantes. En el caso de Cortes también es así. El contexto general, como ya vimos, es claramente regresivo. En la base hay un predominio casi exclusivo de facies submareales  caracterizadas por calizas micríticas  que no muestran ninguna estructura (quizá a causa de un retrabajamiento intensivo del sedimento por organismos bioturbadores). Hacia el techo, no obstante, predominan las facies intermareales y al final aparecen términos supramareales con presencia de evaporitas y un mayor contenido detrítico. En la carretera de La Muela podemos ver varios ciclos que se inician con un lag transgresivo formado por un packstone bioclástico (2) sobre una superficie con gran acumulación de óxidos de hierro que probablemente representa la erosión de las facies supramareales preexistentes (1). Por encima aparece otro nivel mudstone/wackestone correspondiente a las facies submareales (3). A continuación aparecen los niveles laminados del término intermareal (4). Por último, tras una costra ferruginosa (5), aparece un nivel de limos parduzcos correspondientes a las facies supramareales (6) que finalizan la secuencia. Aquí tenéis un ejemplo.

Ciclo transgresivo completo entre dos superficies con evidencias de exposición subaérea

 To be continued

Aparte de estudiar las facies típicas de carbonatos perimareales este artículo nos sirve de repaso antes de analizar qué registro existe en Cortes del Cretácico terminal. 

Referencias: Si estáis interesados en profundizar en este tema os recomiendo echar un vistazo, como yo he hecho, al libro Carbonate Sedimentology, de Maurice Tucker y Paul Wright publicado por Blackwell Science.

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

Hay un lugar en la costa del Mediterráneo donde uno puede sentarse en lo alto de una montaña a 1.408 m de altura y observar el mar, situado a tan sólo 8 kilómetros de distancia. El Puig Campana es una montaña fantástica y constituye una atalaya excepcional desde la que contemplar las montañas de las dos Marinas (la Alta y la Baja). Y qué montañas: Las sierras de Bernia y Ferrer, el Ponoig, el Sanxet, la sierra Helada, la sierra de Aitana y la Serrella, el Cabeçó d’Or…son visibles desde su cumbre.

En la continuación de nuestro viaje, que nos ha traído desde el peñón de Ifach y Oltà hasta El Ponoig y el Sanxet pasando por Bernia, ascenderemos a esta icónica montaña valenciana y buscaremos pistas acerca de su origen.

El Puig Campana

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

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

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

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

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

Fósiles indeterminados en la aproximación al inicio de la pedrera.

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

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

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

Estratos jurásicos verticalizados del Pic Prim

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Carniolas resedimentadas junto con las arcillas y margas triásicas. 

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

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

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

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

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

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

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

 Ambos escenarios desafían la imaginación.

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

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

Referencias:

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

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

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

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

La sierra de Bernia

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

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

Recordemos que estas calizas son las mismas que encontramos en la sierra de Oltà y las que forman los abruptos acantilados del peñón de Ifach. Y cuando decimos que son las mismas nos referimos a que fue precisamente desde Bernia desde donde aquellos bloques, conocidos como olistostromas, se desprendieron y deslizaron a lo la largo del talud continental para ir a reposar sobre el fondo del mar de Thetys .

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

Fragmento de la teca de un equínido

Nummulites en las calizas eocenas de la cresta de Bernia

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

La cresta de Bernia en su ladera meridional

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

El Ponoig y el Sanxet

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

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

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

El peñón de Ifach desde el collado de Cigarri

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

El Puig Campana desde el collado de Cigarri

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

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

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

 

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

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

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

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

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

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

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

El barranco del Gulapdar desde la coveta Mosquera

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

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

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

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

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

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

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

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

Matriz margosa de la megabrecha Langhiense en el barranco del Gulapdar

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

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

Referencias:

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

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

[Esta es la primera entrega de la serie sobre las montañas de La Marina. Continúa aquí con la segunda entrega]

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