La Sierra del Montgó es la mas oriental de las que
componen la Cordillera Bética una alineación montañosa que se extiende desde
el Golfo de Cádiz hasta El Cabo de San Antonio en Denia que se formó durante el Plegamiento Alpino y forma parte del conjunto de cadenas montañosas que rodean el Mediterráneo Occidental (Orógeno Alpino Perimediterráneo Occidental). En la ortofoto de la
siguiente figura se puede ver una vista de esta Cordillera de Este a Oeste desde el Montgó a Gibraltar:
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| Figura nº 1: La Cordillera Bética vista desde el Este hacia el Oeste |
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| Figura nº 2: Mapa de Relieve (Terrasit) |
Geomorfológicamente el Montgó destaca por lo abrupto de sus relieves dominados por todos sus lados por acantilados verticales, siendo otra de sus señas de identidad la presencia en su tercio oriental de una rasa litoral elevada 150 metros sobre el mar (planas de Justa y Sant Jeromi). En sus vertientes oriental, septentrional y meridional la Sierra presenta escarpes verticales de mas de 100 metros de altura que enlazan con los valles adyacentes mediante laderas de fuertes pendientes, surcadas por profundos barrancos (ver fotografía de la figura nº 3). Hacia el Oeste el terreno no es tan abrupto y desciende paulatinamente hasta los llanos cuaternarios de La Xara – Ondara.
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| Figura nº 3: Orografia de las laderas del Montgó |
La continuación hacia el Este de la Sierra del Montgó es una zona prácticamente plana con una cota media de 160 msnm que se corresponde con las Planas de San Justo, de Los Molinos y de San Antonio y que corresponde a una antigua zona de abrasión marina:
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| Figura nº 4: Antigua superficie de abrasión marina que constituye la Plana de San Antonio al fondo la Sierra del Montgó (Denia). |
En la siguiente imagen se puede ver la ortofoto en 3
D de la Sierra vista desde su parte occidental. Queda patente su forma alargada
y ligeramente sinuosa que se adentra en el mar y el aislamiento de la Sierra
respecto a otros relieves próximos:
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| Figura nº 5: La Sierra del Montgó vista de Oeste a Este. |
El Parque
Natural del Montgó, declarado como tal en el año 1.987, tiene una extensión de 2.117 ha, ampliadas
hasta 7.500 en el Plan de Ordenación de
los Recursos Naturales y complementadas con la creación de la Reserva de los Fondos Marinos del Cabo San
Antonio. El Parque Natural se extiende por los municipal de Denia y
Jávea, mientras que el PORN se extiende además a Gata de Gorgos, Pedreguer y
Ondara.
Sobre el Parque Natural hay mucha bibliografía, pero
ninguna descripción geológica del mismo, por ello y para enmendar en parte esta
falta, me decido a publicar este post.
MARCO GEOLOGICO:
De las tres grandes unidades en que se divide la
Cordillera Bética: Zonas Externas, Zonas Internas y Campo de Gibraltar, la Sierra del Montgó se localiza en las Zonas Externas Béticas que afloran al
Sur y SE del Macizo Ibérico, extendiéndose desde el Golfo de Cádiz hasta la
Provincia de Alicante (ver figura nº 5). Las Zonas Externas están constituidas por rocas
sedimentarias cuya edad va del Triásico al Mioceno Superior y que se depositaron
en el margen continental de la microplaca ibérica.
Estas Zonas Externas se dividen, basándose en sus rasgos estratigráficos y grado de deformación, en dos grandes dominios tectono-sedimentarios: el Prebético y el Subbético. Las sucesiones sedimentarias están fuertemente deformadas pero debido a que esta deformación tuvo lugar a niveles muy poco profundos de la corteza no están afectados por ningún metamorfismo.
En la siguiente figura se puede ver un croquis con estas divisiones en Unidades y su distribución a lo largo de la Cordillera y del Orógeno Perimediterráneo:
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| Figura nº 6: Unidades en que se subdivide el Orógeno Alpino Perimediterráneo Occidental (Vera 2004) |
El Prebético o Zona Prebética es la
unidad más septentrional y la que presenta un grado de deformación más bajo. Se
caracteriza por presentar formaciones del Triásico, Jurásico, Cretácico y
Terciario. Estos sedimentos que están plegados y despejados de su basamento
prealpino, y en ellos predominan los depósitos sedimentarios de medios marinos
someros con episodios de costeros, que fueron depositados en el borde
suroriental del antiguo continente de Iberia, la sedimentación fue análoga a la
de los dominios adyacentes por lo que el limite entre las Cordilleras Ibérica y
Bética se establece a partir de criterios exclusivamente estructurales como el
cambio de dirección de los pliegues.
El Subbético que es la unidad más
meridional, esta desplazado hacia el Norte cabalgando ampliamente al Prebético
y se caracteriza por sus sedimentos de ambientes marinos más profundos (pelágicos).
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| Figura nº 7: Reconstrucción paleogeográfica |
En la imagen de la figura de la derecha se
puede ver una reconstrucción paleogeografía del Mediterráneo Occidental durante
el Mioceno Inferior con los ambientes sedimentarios en el paleomargen
subibérico (Zonas Externas) y en el paleomargen mesomediterráneo (Zonas
Internas), separados por el Surco de los
Flyschs donde se acumulaban grandes espesores de sedimentos pelágicos
(margas y margocalizas) y turbiditas.
El Prebético se divide en dos unidades
tectónicas: un Prebético Externo que corresponde a las zonas más próximas de
la Cordillera Ibérica y un Prebético Interno o de Alicante ,
ambas unidades están separadas por la llamada “Franja Anómala” un
accidente sinsedimentario, de gran continuidad lateral, que se caracteriza por
la no sedimentación de una parte del Cretácico Superior y del Paleógeno. Esta franja se extiende en dirección NE-SW desde Denia hasta Cieza pasando por Alcoy y finalizando en el Río Guadiana Menor.
Esta
franja ha sido interpretada como el limite meridional de la plataforma
submareal del Cretácico Superior, plataforma que hacia el Sur se abre a una
cuenca marina más profunda pasando de un medio de talud a uno de rampa tal como se puede ver en la siguiente figura tomada del libro del Cretácico de España:
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| Figura nº 8: Croquis con la situación de la Franja Anomala (Imagen del V Congreso del Cretácico de España) |
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| Figura nº 9: Interpretación ambiental de las facies sedimentarias durante el Cretácico inferior. |
El levantamiento de la Cordillera Bética y la
deformación de los materiales se desarrollo fundamentalmente durante el Mioceno
en el periodo comprendido entre los 22,5 Ma y los 9 Ma. (Aquitaniense Superior-Tortoniense Inferior). El empuje que produjo estas estructuras se originó por
la colisión entre los materiales del Dominio
Ibérico (Zonas externas) y los del Dominio de Alborán (Zonas
internas), durante la orogénesis o formación de la Cordillera Bética.
Desde el punto de vista tectónico el Prebético Externo esta constituido por una serie
de escamas fuertemente imbricadas que desde el punto de vista paleogeográfico
corresponde a la parte mas septentrional y cercana al Continente ibérico, de una
cuenca sedimentaria deformada y muy acortada en la que faltan el Jurásico
terminal y gran parte del Cretácico Inferior. Por el contrario el Prebético
Interno presenta un estilo estructural bastante diferente con cabalgamientos subordinados a los de grandes pliegues y series estratigráficas mesozoicas y
cenozoicas más completas en las que destaca el gran desarrollo de las formaciones
del Cretácico depositadas en ambientes más distales tal como se puede apreciar en el siguiente perfil tomado de una publicación del V Congreso del Cretácico de España:
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| Figura nº 10: Perfil del Prebético con los distintos ambientes de plataforma y su borde. |
La Zona
Prebética ha sufrido tres etapas de deformación importantes. En una primera etapa se produjo la fragmentación de la plataforma marina
somera que en el Jurásico Inferior se situaba
en lo que entonces era el margen
continental meridional de la placa ibérica. Se produjo un proceso de riftin con una profundización de la cuenca marina,
especialmente en el Prebético Externo en donde se acumularon grandes
espesores de sedimentos durante el Jurásico medio y el Cretácico superior.
La segunda etapa comenzó en el Mioceno
Medio y consistió en una etapa de compresión ocasionada por la ya mencionada
colisión entre las Zonas Internas y las Zonas Externas que durante el Mioceno
Superior (Tortoniense) origino las grandes estructuras tectónicas (pliegues,
fallas de desgarre y cabalgamientos).
La tercera etapa que abarca desde el
Tortoniense a la actualidad, es una etapa de descompresión que ocasiona gran
cantidad de fallas de normales y la estructuración geológica actual.
En la siguiente imagen se puede ver como se forman estas estructuras geológicas, típicas de la Orogenia Alpina, por un empuje lateral (colisión continental) y despegue a favor de las margas yesíferas triásicas con posterior apilamiento de pliegues de flanco fallado.
En la siguiente imagen se puede ver como se forman estas estructuras geológicas, típicas de la Orogenia Alpina, por un empuje lateral (colisión continental) y despegue a favor de las margas yesíferas triásicas con posterior apilamiento de pliegues de flanco fallado.
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| Figura nº 11: Génesis de las estructuras geológicas prebéticas |
En la siguiente imagen se puede ver como se forman estas estructuras geológicas, típicas de la Orogenia Alpina, por un empuje lateral (colisión continental) y despegue a favor de las margas yesíferas triásicas con posterior apilamiento de pliegues de flanco fallado.
ESTRUCTURA GEOLOGICA DE LA
SIERRA DEL MONTGO:
La Sierra del
Montgó presenta una
alineación prácticamente de Oeste al Este anómala respecto a la directriz principal prebética (SW – NE) y mas parecida a las orientaciones de las Sierras de Aixorta
y de Bernia. Este giro respecto a la directriz principal, muy marcado en la
estructura de las Cumbres del Sol
(Benitachel), estaría ocasionado por la interferencia de las directrices
béticas con las directrices ibéricas.
La Sierra del Montgó es un suave pliegue sinclinal de dirección aproximada Oeste – Este que en el Cabo de San Antonio es cortado abruptamente por una falla de dirección Norte – Sur, fractura que debe de ser muy importante pues ocasiona un cambio de facies en las formaciones del Cretácico Superior haciendo que este se presente más margoso. En la fotografía de la siguiente figura se puede ver esta estructura sinclinal:
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| Figura nº 12: El Sinclinal del Montgó visto desde el Este. |
La estructura sinclinal también se puede apreciar en la parte mas alta de la Cresta del Montgó, mirando desde el Oeste (Ondara) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 13: Estructura sinclinal del Montgó vista desde Ondara. |
Salvo algunas fallas que afectan al escarpe en la Sierra del Montgó donde también se pueden ver algunos pliegues parasitos y un gran y laxo anticlinal en el Puerto de Jávea, no se observan mas estructuras tectónicas de interés.
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico del IGME
de la Sierra del Montgó. Se observa como toda la Sierra esta formada por
terrenos cretácicos (colores verdes) rodeados por terrenos terciario (colores
amarillos) y cuaternarios (colores grises)
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| Figura nº 14: Mapa Geológico (visor del IGME) |
En el siguiente gráfico esquemático se puede apreciar la evolución del margen continental subibérico desde inicios del plegamiento alpino a comienzos del Cretácico hasta el momento de la formación de la Cordillera Bética en del Mioceno Superior:
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| Figura nº 15: Formacion de las Zonas Externas e Internas de la Cordillera Bética durante el Plegamiento Alpino. |
En la Plana del Cabo de San Antonio se encuentran algunas masas de gran tamaño de cristales de calcita que podrían corresponde al relleno de cavidades, otras en cambio están claramente asociadas a fracturas:
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| Figura nº 16 ; Masa de Calcita cristalizada rellenando una gran cavidad. Plana de San Antonio (Denia) |
En el Mirador del Cabo de San Antonio se puede ver el contacto entre las calizas blancas masivas que constituyen los acantilados septentrionales del Cabo de San Antonio, referenciadas era la cartografia del IGME como del Albiense-Cenomaniense en transito al Prebético de Alicante con el Cretácico Superior margoso del Coniaciense-Maastrichtiense. Se trata de una falla marcada por una gruesa veta de calcita.
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| Figura nº 17: Contacto por falla (cabalgamiento) entre las calizas y margas del Cretácico Superior margoso y las calizas blancas del Albiense-Cenomaniense |
ESTRATIGRAFIA:
Los materiales mas antiguos que aparecen en el área de la Sierra del Montgó corresponden a las
arcillas abigarradas de la facies Keuper
que afloran en Ondara y parecen asociadas a la depresión del Río Girona. Aunque
los afloramientos son muy malos se trata de las típicas facies de arcillas
abigarradas con yesos que en Ondara podrían estar en contacto con el Cretácico
Superior (Formación Jaén).
En la Sierra del Montgó
no llegan a aflorar materiales Jurásico siendo los materiales mas antiguos del Cretácico Inferior. A continuación describiré estos
materiales en base a los datos del IGME y observaciones propias.
El Jurásico no llega a aflorar en toda la Marina Alta y el afloramiento
mas próximo se encuentra en el Puig Campana (Finestrat) donde esta compuesto
por 500 metros de calizas grises, micríticas, en bancos métricos, con Clypeinas. Encima de estas calizas aparecen areniscas
y calcarenitas amarillentas y calizas oolíticas con Trocholinas ya claramente cretácicas (Berriasiense). Estos terrenos se
adscriben a la Formación Sierra del Pozo del Kimmeridgiense-Campaniense.
En el sondeo “Els Miralbons”
en Jesús Pobre he encontrado debajo de las margas del Cretácico inferior un
total de 250 metros de calizas negras con numerosas vetas de calcita blanca que
hacia el muro presentan intercalaciones de margas oscuras. No las he podido
datar por la ausencia de fósiles.
En el siguiente perfil se puede ver un esquema de la distribución estratigráfica en el Prebético de Alicante:
De muro a techo tenemos las siguientes formaciones:
En el siguiente perfil se puede ver un esquema de la distribución estratigráfica en el Prebético de Alicante:
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| Figura nº 18: Perfil estratigráfico del Prebético. |
Cretácico Inferior
(Pre-Barremiense-Cenomaniense Inferior):
Formación Cerro Lobo (Berriasiense-Hauteriviense): Margas grises y margocalizas.
Se trata de una formación eminentemente margosa que hacia el techo
presenta intercalaciones cada vez mas frecuentes de cuerpos bioclásticos y
arrecifales. Se trata de facies de plataforma externa con algunos aportes de
detríticos procedentes del continente.
Están formadas por margas grises y margas
limolíticas con frecuentes nódulos de
hierro y fósiles piritizados (ammonites, gasterópodos, etc…) con
biocalcarenitas ricas en micas y glauconita. En la siguiente fotografía se
pueden ver uno pequeños ammonites piritizados que aparecen en el Neocomiense
de Oliva.
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| Figura nº 19: Ammonite de Oliva |
En la fotografía de la siguiente imagen se puede ver el aspecto de
estas margas en Jesús Pobre donde aparecen como margas grises con margocalizas
con abundante hierro sedimentario. En este lugar, al contrario que en Oliva,
escasean los fósiles y solo se pueden ver algunos fragmentos mal conservados.
Esta formada por 200 metros de barras en capas o bancos gruesos
intrabioclásticas y barras oolíticas de tonos ocres y amarillentos que alternan
con finas pasadas margosas de tonos grises con muchas orbitolinas como el ejemplar de Orbitolina concava como el ejemplar que se puede ver en la fotografía de la derecha recolectado en Jávea.
Se depositaron en ambientes de alta energía con aportes siliciclásticos procedentes del continente que evolucionan hacia ambientes mas someros de inter a supramareales con formación de barras de ostreidos y arrecifes de corales como se puede ver en la siguiente fotografía:
La mayor parte de la Cresta del Montgó y de la Plana
de Justa pertenecerían a esta Formación
Carche de edad Cretácico Superior (Coniaciense-
Maastrictiense). Sin embargo hacia el Oeste en la terminación oriental de
la Sierra sobre las dolomías de la Formación
Jaén se describen unas calizas con
Lacazinas de tonos claros y tableadas, estas calizas se adscriben a la Formación Sierra de Utiel del Coniaciense-Santoniense
y se encuentran muy bien expuestas en la cantera del Castillo de Denia y en el túnel situado debajo de esta estructura donde se puede apreciar la intensa karstificacion que les afecta (ver fotografía de la derecha).
A lo largo de la costa desde Denia hasta Jávea se
sitúan unos depósitos conocidos como “piedra
tosca” que se corresponde con el máres de las Islas Baleares. Son areniscas que corresponden a depósitos de playas y de antiguas dunas fosilizadas
(eolianitas) y están formados por calcarenitas muy bioturbadas (icnofacies skolitos) con numerosas perforaciones de organismos que vivían en la playa como los arenicolites. De grano grueso
a muy grueso, están formadas casi exclusivamente por bioclastos calcáreos poco o nada
cementados y con algunas costras calcáreas.
Por su color dorado y la facilidad para su extracción
y tallado han sido utilizados desde tiempos de los romanos para las
construcciones de la zona como el Castillo de Denia, edificios oficiales, obras publicas y particulares. Sin embargo a partir del año 1972 se prohibió su extracción.
Las principales zonas de extracción se localizan en Jávea a lo largo de la Playa del Montañar desde la Punta de la Pedrera a la Cala Blanca, otras canteras se localizan en la Cova Talladá y en Las Rotas (Denia). Todo este conjunto de playas fósiles y eolianitas se encuentran a lo largo de la costa desde Denia hasta Benidorm.
CONCLUSIONES:
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| Figura nº 20: afloramiento de margas y calizas cargosas en Jesus Pobre. |
Formación Los Villares: Margas grises con calizas de ostreidos y orbitolinas.
Sobre las margas grises se sitúa un conjunto de 200 metros de
espesor compuestos por calizas bioclásticas y arrecifales con acumulaciones de
conchas de ostreidos. Los cuerpos arrecifales corresponden a bioconstrucciones
coralinas y de conchas de moluscos que pasan lateralmente a barras
bioclásticas. Aparecen algunos finos interestratos margosos de tonos grises.
Este conjunto tiene una edad Pre-Barremiense-Aptiense
Inferior.
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas calizas
en los Molinos de Jesús Pobre.
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| Figura nº 21: Calizas del Tossal dels Molins de Jesus Pobre. |
En la cartografía digital del visor del IGME los terrenos mas
antiguos del Montgó corresponden a calcarenitas, areniscas ferruginosas,
margocalizas y margas grises que afloran en Jesús Pobre y se asignan a la Formación
Los Villares y al Miembro Superior de
la Formación Sierra del Pozo
(Berriasiense-Hauteriviense) sobre los que se sitúan las calizas,
calcarenitas, calizas bioclásticas, margas arenosas y dolomías del tramo superior de la Formación Arroyo los Anchos (incluyendo
al Miembro Buseo de la Formación Caroche)
del Aptiense – Albiense.
Formación Arroyo los Anchos: Calizas arrecifales con
margas nodulosas y calizas de ostreidos y orbitolinas.
Esta formación aflora extensamente en Denia, Jesus Pobre y Jávea. En el Puerto de Jávea esta tomada por margas y margas calcáreas con grandes bioturbaciones por Thalassinoides, tal como se aprecia en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 22: Margas y margascalcáreas con grandes bioturbaciones. Miembro superior de la Formación Arroyo Los Anchos (Albiense). Puerto de Jávea. |
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| Figura nº 23: Orbitolina concava |
Se depositaron en ambientes de alta energía con aportes siliciclásticos procedentes del continente que evolucionan hacia ambientes mas someros de inter a supramareales con formación de barras de ostreidos y arrecifes de corales como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 24: Caliza fosilífera (ostreidos). Javéa. |
También es posible encontrar algunos parches arrecifes como la caliza de nudistas de la siguiente fotografia:
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| Figura nº 25: Arrecife de rudistas. Jávea. |
En la siguiente fotohgrafia se pueden observar algunas estructuras sedimentarias que indicarían una sedimentación en un medio de alta energía como ondulaciones de ripples y laminaciones paralelas:
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| Figura nº 26: Calizas del miembro superior de la Formación Arroyo Los Anchos /Albiense) con abundantes estructuras sedimentarias (Errmita del Pare Pere). |
En la siguiente fotografía (Figura nº 18) se puede ver el aspecto que presentan en el campo las
calizas arrecifales y calizas de ostreidos en el Barranco Fondo (Jávea).
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| Figura nº 27: Calizas grises fosilíferas en el Barranco Fondo. |
En la cartografía digital del IGME este tipo de terrenos que aparecen
aflorando ampliamente por las laderas de la Sierra
del Montgó se asignan al Miembro
Superior de la Formación Arroyo los
Anchos del Albiense – Cenomaniense
Inferior.
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| Figura nº 28: La Cala Tangó en el Cabo de San Antonio (Javea). Formación Arroyo Los Anchos. |
La Formación Arroyo los Anchos esta constituida por calizas con calcarenitas, areniscas y margas. Las calizas de color cremas son bioclásticas con oolitos y pellets y numerosos restos fósiles en forma de bioclastos de color blanco:
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| Figura nº 29: Caliza crema bioclástica con restos de pequeños bivalvos, oolitos y pellets. Caidas del Montgo, Ermita del Pare Pere (Denia). |
En el siguiente cuadro he realizado un resumen de la estratigrafía del Cretácico Inferior en
el Prebético de Alicante:
Cretácico superior (Cenomaniense-Maastrichtiense):
El paso del Cretácico Inferior al Cretácico Superior viene marcado
por un brusco cambio en la litología y por lo tanto también en la geomorfología
apareciendo como un fuerte resalte en aquellos relieves en los que aparece la
serie cretácica completa. En la siguiente fotografía se puede ver este contacto
en el escarpe del lado septentrional del Montgó y como las calizas y margas
interstratificadas de la Formación Arroyo los Anchos pasan de forma brusca a
calizas masivas.
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| Figura nº 30: Contacto Cretácico Inferior - Cretácico Superior (Cueva del Agua; Denia). |
Formación Jaén: Calizas,
calizas dolomíticas y dolomías.
En la Sierra del Montgó con
un espesor de 130 metros, esta formación se presenta en dos tramos uno inferior
formado por calizas arcillosas recristalizadas con estratificación nodulosa y
margas y margocalizas grises. Encima y por medio de un fuerte resalte
morfológico se localizan calizas recristalizadas bien estratificadas y
parcialmente dolomitizadas que terminan en un grueso paquete de dolomías
estratificadas en capas de espesor medio.
En la cartografía digital estas calizas, calizas dolomíticas con margas esporádicas de la Formación Jaén (Cenomaniense - Turoniense) constituyen parte del escarpe del Montgó, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía del escarpe meridional de la Sierra de Montgó en Jesús Pobre.
En la cartografía digital estas calizas, calizas dolomíticas con margas esporádicas de la Formación Jaén (Cenomaniense - Turoniense) constituyen parte del escarpe del Montgó, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía del escarpe meridional de la Sierra de Montgó en Jesús Pobre.
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| Figura nº 31: Fotografia del escarpe septentrional del Montgó. |
El acantilado septentrional del Cabo de San Antonio esta desarrollado en un grueso tramo de calizas de colores claros de aspecto muy similar a las de la Formación Jaén en el escarpe del Montgó. En la cartografía del IGME se las data como del Albiense - Cenomaniense y se las encuadra dentro de una formación de calizas, margocalizas y margas de tránsito al Prebético de Alicante.
Se trata de unas calizas masivas de color blanco, intensamente recristalizadas, con muy escasos restos fósiles:
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| Figura nº 32: Acantilados septentrionales del Cabo de San Antonio (Formación Jaén?) |
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| Figura nº 33:Calizas de grano fino intensamente recristalizadas. Muestra procedente de los acantilados del Cabo de Santa Antonio (Denia). |
Formación Carche : Caliza en graderío y margas con Inoceramus.
En el Montgó su espesor es de 180 metros y esta
compuestos por calizas micríticas blancas y tableadas con un aspecto en “graderío”, depositadas durante el Campaniense en un ambiente de plataforma
externa muy abierta. Encima presentan margas ocres con conchas muy fragmentadas
de Inoceramus de plataforma externa
poco profunda.
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| Fotografía nº 34: Aspecto de las calizas de la Formación Carche en la Cima del Montgó. Al fondo el Peñón de Ifach |
Sobre estas margas hay un potente tramo (70 metros) de
calizas micríticas recristalizadas con Inoceramus
y nódulos de sílex a techo. Encima
aparece un delgado conjunto (20 metros) de calizas arcillosas con margas
interestratificadas del Maastrichtiense.
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| Fotografía nº 35: Castillo y túnel de Denia |
La parte mas oriental de la Sierra del Montgó, el Cabo de San Antonio, presenta unas
diferencias estratigráficas con el resto de la Sierra del Montgó. Así sobre la Formación
Arroyo los Anchos se describen unas calizas, calizas margosas y margas que
corresponderían a depósitos del Albiense
– Cenomaniense en transito al Prebético de Alicante y por encima de estos
unas calizas margosas y margas que corresponderían a un Cretácico Superior
margoso (Coniaciense – Maastrichtiense). Considero que la cartografía geología de la zona debería revisarse.
El transito Cretácico – Terciario.
Solo hay un pequeño afloramiento en la parte
mas alta del Montgó viene marcado por unas margas grises o gris-azuladas con
equinidos y alveolinas con capas irregulares de margocalizas nodulosas,
depositadas en ambientes muy someros tipo lagoon. En la cartografía digital se
describe este transito como una alternancia de calizas y margas con calizas
bioclásticas y conglomerados de edad Chattiense – Aquitaniense.
En la parte septentrional de la Sierra del Montgó entre Jávea y Jesus Pobre sobre el conjunto cretácico se sitúa
discordantemente las facies Tap
formadas por margas blancas con intercalaciones de areniscas y calizas de edad Serravaliense-Burdigaliense.
En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas margas en la Cala Blanca de Jávea donde están muy
bien expuestas:
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| Figura nº 36: Margas del Tap en el camino a la Cala Blanca (Javea). |
Depósitos cuaternarios:
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| Figura nº 37: Arenisca bioturbada |
En la siguiente foto se puede ver un corte con la
estructura sedimentaria (laminaciones cruzadas en surco) de una las dunas
fosilizadas que constituyen la tosca de Jávea:
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| Figura nº 38: Laminaciones cruzadas en surco en una duna fósil (Montañar de Javea). |
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| Figura nº 39: Cantera de Tosca en Las Rotas. |
Las principales zonas de extracción se localizan en Jávea a lo largo de la Playa del Montañar desde la Punta de la Pedrera a la Cala Blanca, otras canteras se localizan en la Cova Talladá y en Las Rotas (Denia). Todo este conjunto de playas fósiles y eolianitas se encuentran a lo largo de la costa desde Denia hasta Benidorm.
A lo largo del Cenozoico y hasta la actualidad el Mar Mediterraneo sufrió numerosas oscilaciones en su nivel, incluyendo su desecación prácticamente total durante la conocida como "Crisis de salinidad del Messiniense" y numerosas trsnagresiones y regresiones como la conocida "transgresión flandriense" acaecida durante el Holoceno (6.500-4.500 BP). En la siguiente figura se puede ver una paleoreconstrucción del litoral de Denia de hace 4000 años con los cordones de dunas que dieron lugar a los depositos de eolianitas (marés).
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| Figura nº 40: Denia hace 4000 años |
COLUMNA ESTRATIGRAFICA:
En la siguiente figura se puede ver una columna
estratigráfica de la Hoja de Benissa (822) del MAGNA con unas
precisiones sobre la posición de las distintas formaciones litoestratigráficas que aparecen en el Parque Natural del Montgó:
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| Figura nº 41: Columna litoestratigrafica. |
CONCLUSIONES:
La Sierra del Montgó (Denia) y su continuación hacia del Este (Cabo de San Antonio) son un buen sitio para poder ver el Cretácico del Prebético de Alicante. A lo largo de sus rutas senderistas: Camino de las Colonias o Rutas a la Cueva del Agua- Cueva del Camell en Denia o las numerosas rutas existentes en el Cabo de San Antonio (Ruta de Los Molinos, etc...) en Jávea.
El muro de la Serie Cretácica se puede ver en el Puerto de Jávea y su techo en el Castillo de Denia o en los acantilados septentrionales del Cabo de San Antonio donde hay unos excepcionales miradores naturales.
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| Figura nº 42: Panorámica de la costa desde el Cabo de San Antonio hacia Denia. |
Los depósitos, más recientes, de eolianitas se pueden ver en toda la bahía de Jávea y excepcionalmente en la Cova del Aigua (Denia).
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| Figura nº 42: Cantera de marés en Jávea. |
