En el conjunto de la Península Ibérica, Alicante no es una provincia ígnea significativa y en ella no se encuentra ninguna intrusión magmática significativamente importante, solamente se pueden encontrar algunas manifestaciones volcánicas de cierto interés concentradas en la parte meridional de la Provincia (Orihuela). Pese a ello, y junto a la Provincia de Murcia, Alicante es una zona con unas de las aceleraciones sísmicas (riesgo sísmico) mas importantes de la Península Ibérica tal como se puede ver en el siguiente mapa:
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| Figura nº 1: Mapa de Aceleración Sísmica Básica de la Península Ibérica |
Sin embargo, numerosos cuerpos ígneos, de composición básica, aparecen entre los sedimentos triásicos, muy abundantes en la Provincia de Alicante, sobre todo al Norte del Accidente Cadiz-Alicante. Como una gran parte de las manifestaciones ígneas efusivas existentes en la Península Ibérica, las de Alicante están asociadas a fenómenos de rifting, principalmente al Rift Europeo con su conocido volcanismo neógeno, sin embargo estos fenómenos comenzaron en el Triásico cuando el Océano Atlántico todavía no existía y el Mar de Tethys cubría el centro y sur de Europa. En aquel momento, hace 250 M.a., solo había un único continente, el Pangea que comenzó a dividirse en dos partes, una al Norte: Laurasia y otra al Sur: Gondwana separadas por un nuevo océano: el Atlántico Norte. Esta división comenzó a gestarse en el Surco Bético justo en la zona donde se localiza el vulcanismo objeto de este articulo.
En la siguiente figura se puede ver el supercontinente Pangea en el Triásico (250 m.a.) y la situación de España en el limite oriental del mismo, junto al Océano Tethys.
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| Figura nº 2: Distribución de los continentes en el Triásico. Se indica la posición relativa de la Península Ibérica en el punto donde se esta iniciando la partición del supercontinente Pangea. |
Hacia finales del Triásico, 50 millones de años después del inicio de la fragmentación de Pangea, las fracturas iniciales, ya existentes durante el Carbonífero y el Pérmico, evolucionaron hasta formar unos sistemas de grandes fallas que delimitaban depresiones parecidas al actual valle africano del Rift (rift, en inglés, significa ‘grieta’ o ‘abertura’) y con el transcurso del tiempo la extensión, a lo largo de algunas de las fracturas que limitaban los valles ‘riftianos’, progresó hasta que se generó corteza oceánica quedando así individualizadas nuevas placas tectónicas. Uno de los valles ‘riftianos’ se localizaba en la futura área pirenaica, y el otro, más importante y que fue inmediatamente invadido por el mar, en el área ocupada actualmente por el Sistema Bético, el Mar de Alborán y el Estrecho de Gibraltar tal como se puede ver en la siguiente figura con la reconstrucción paleogeográfica de la Península Ibérica durante el Triásico Superior (225 M.a.) y las fracturas (“rifts”) antes mencionados (imagen tomada de Murcia digital):
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| Figura nº 3: Paleogeografía de la Península ibérica durante el Triásico Superior. Se indican las áreas emergidas, las zonas de sedimentación continental, costera-evaporítica y marina, así como las principales fracturas y zonas volcánicas concentradas sobre todo en el Este peninsular (Zonas Externas) y en el Mar Ligur. |
Durante este periodo, en la futura Península Ibérica, destacaban dos macizos emergidos: el Macizo Ibérico (la futura Meseta) y el Macizo del Ebro, hoy desaparecido, el cual ocupaba las actuales zonas orientales de la Cuenca del Ebro, de la vertiente sur de los Pirineos y del Golfo del León. Geográficamente, ambos macizos eran unas islas rodeadas de vastas áreas encharcadas en las cuales se depositaban sales, yesos, arcillas y carbonatos en unas condiciones climáticas muy áridas. Entre el Macizo Ibérico y el límite de los pantanos triásicos se abría una extensa llanura desértica como se puede apreciar en la anterior figura.
La
fracturación sintectónica que se produjo durante la sedimentación de la cobertera
jurásica que cubre las grandes acumulaciones de sales triásicas creo las
condiciones (overburden) para el inicio del movimiento halocinético y la formación
de estructuras diapiricas
La
estructuración del Prebético ha alcanzado su actual nivel en tres episodios
principales sucesivos (Martínez del Olmo et al, 2015):
-Primero
un diapirismo mesozoico pre-tectónico clásico de deformación salina de tres tipos
reactivo, activo y pasivo que supuso la formación de fosas, rollers, rafts,
turtles back y diapiros clásicos. Numerosos rollers-rafts o largas
crestas que independizan masas salinas generadas por fallas de alto y bajo
ángulo, masas que son alimentadas por flujos salinos tanto perpendiculares como
paralelos a sus fallas límite
-Posteriormente
una compresión tectónica miocena con inversión tectónica produjo la inversión
de muchas fallas, el colapso de muchas vías de migración salina allí donde la
contracción tectónica fue más intensa, la creación de anticlinales diapíricos
-Finalmente
un diapirismo pasivo post-tectónico marcado por la deposición de sedimentos
rojos (mock). El deslizamiento desde los cap rocks de las crestas diapiricas
extruidas de muchos olistolitos intra-miocenos.
El Rift Triásico se extiende entre el Pérmico Superior y la base del Jurásico Inferior (Hettangiense) y se inicia con la formación de pequeñas cuencas continentales de tipo semigraven que evolucionan a amplios rifts donde se produce una sedimentación marina somera. Durante este proceso de rifting triásico, y sobre el paleozoico plegado, se deposita una supersecuencia potsvarisca formada por conglomerados, areniscas y lutitas rojas (facies Saxoniense y Buntsandtein) y carbonatos, arcillas y evaporitas (facies Muschelkalk y Keuper). Dentro de esta supersecuencia se han reconocido intrusiones subvolcánicas doleríticas de afinidad alcalina en forma de sills en la practica totalidad de la serie permotriásica del SW de la Cordillera Ibérica. La edad de estas intrusiones es prehettangiense. El final de la etapa de rift triásica coincidió con la acentuación del sistema extensivo y con un basculamiento de la serie que da lugar a la formación se una superficie erosiva que puede alcanzar incluso al zócalo hercínico y dio origen a la discordancia angular en la base del Lías.
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Figura nº 4: Esquema geológico de la Provincia de Alicante donde se puede ver la situación de los principales asomos de materiales triásicos
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La zona de Calpe – Altea se localiza en el extremo nororiental de la Cordillera Bética en el dominio del Prebético Interno de las Zonas Externas. Estas Zonas Externas se comportaron durante el Mesozoico como un margen continental fracturado, sufriendo desde el Triásico hasta el Cretácico Superior varios episodios de rifting, evolucionado a comienzos del Terciario (Paleoceno) a ser un margen convergente y tras ello para durante el Mioceno Inferior-Medio sufrir los efectos de una colisión continental y de la Orogenia Alpina.
La estructura geológica de la zona viene marcada por el despegue de la cobertera a nivel del Trías con una intensa deformación con pliegues de dirección WSW y vergencia NNW y fallas direccionales de dirección N 120-150º E transversales a los pliegues. Abundantes diapiros de materiales triásicos perforaron la cobertera alineándose a favor de grandes fracturas direccionales, principalmente la Falla de Crevillente y la Estructura Finestrat – Altea, paralela y muy próxima a ella y que se presenta cabalgando hacia el Norte. Además Las fallas de Callosa y El Algar verticales y de orientación ONO constituyen el borde Sur de la Sierra de Bernia y afectan al Triásico.
DIAPIRISMO
PREBETICO.
La
Cordillera Bética comenzó a formarse con la fracturación del Margen Sudibérico
en el que su proceso de apertura y la extensión ocasionaron la diferenciación
de un sistema plataforma-talud-cuenca clásico que ha permitido la definición de
cuatro dominios paleogeográficos de primer orden que conforman las Zonas
Externas, y que de Norte a Sur son: Prebético Externo, para la
plataforma interna; Prebético Interno, para la plataforma externa, Dominio
Intermedio, para el talud y el pie del talud, y el Subbético para
las facies distales, profundas y los umbrales pelágicos. En la siguiente figura
se puede ver un perfil idealizado de estos dominios paleogeográficos para el
Jurásico Inferior.
Halocinesis,
halotectónica, diapirismos reactivo, activo y pasivo.
Se
entiende por halocinésis a la deformación salina inducida por la
apertura de caminos para la ascensión de la sal por simples diferencias de
carga (overburden) sobre una capa salina, o entre la cresta y los flancos de un
domo o extrusión, y se entiende por halotectónica a la deformación
salina provocada por una tectónica extensiva (diapirismo reactivo) o
compresiva (diapirismo contractivo). Cualquiera que sea el origen, se
llama diapirismo pasivo cuando un diapiro alcanza la superficie. De ahí
que se hable de tres estadios sucesivos en el tiempo: reactivo, activo y
pasivo. Es decir, el inicio del movimiento salino se atribuye a un proceso
de halocinesis pura o a un proceso en el que la sal se desestabiliza porque la
tectónica o la sedimentación crean respectivamente diferenciaciones en el pre-
o post-salino. Una vez iniciado el diapirismo, le sucederán el diapirismo
activo, perpetuado por las diferencias de presión entre el domo salino y sus
flancos, y finalmente cuando la extrusión alcanza la superficie el diapirismo
pasivo (Jackson y Talbot, 1986; Ge y Jackson, 1998; Hudec y Jackson, 2007).
En muy
poco tiempo se ha pasado de una hipótesis basada en la diferencia de densidad
entre la sal y su cobertera, a una concepción en la que el motor del diapirismo
se basa en el espacio y las diferencias de carga creadas por encima de la sal,
sea por procesos tectónicos o sedimentarios. En resumen, la sal, que se
comporta como un fluido viscoso, iniciará su ascensión (diapiric rise)
si hay diferencias de presión sobre ella y si hay un espacio abierto y próximo
a su techo, hacia donde fluir.
Esta
nueva concepción implica dos hechos:
1) La
deformación salina puede ser muy temprana (fase de halocinesis), pues bastan
decenas de metros de diferencia de espesor en el sedimento supra-salino para
desencadenar el movimiento.
2) También
bastarían mínimas diferencias en las presiones de confinamiento creadas por una
compresión-distensión tectónica para iniciar el movimiento de la sal.
En resumen,
se distinguen tres tipos de diapirismo, que conceptualmente, se suceden en el
tiempo:
1) Diapirismo
reactivo, como respuesta a una extensión tectónica que crea el
adelgazamiento y debilidad de la cobertera supra-salina. Ésta puede ser
simétrica si se produce por la apertura de una fosa o asimétrica cuando se
produce por una sola falla.
2) Diapirismo
activo, cuando la sobrecarga (overburden) es mucho mayor en los flancos del
diapiro que sobre la cresta. El proceso no requiere extensión tectónica y la
halocinesis es continua por el simple hecho de que el ascenso salino produce un
alto con surcos sedimentarios anexos.
3) Diapirismo
pasivo, se produce cuando el diapiro alcanza la superficie y asciende al
mismo ritmo que crece la sedimentación en las sinformas periféricas de su
entorno próximo.
Tal como se observa en la siguiente figura (Martínez del Pozo et al 2015) el Diapiro de Altea es un diapiro pasivo que alcanzo el fondo marino antes del Mioceno Inferior-Medio. Se observa que el diapiro presenta gran cantidad de olistolitos deslizados desde su cresta diapírica (Morro de Toix, Peñón de Ifach,....).
La Cordillera
Bética ha tenido una larga y compleja historia pre, sin y post-tectónica de la
que son excelentes indicadores los afloramientos del Triásico diapirizado, los
olistolitos intra-jurásicos, intra-cretácicos e intra-miocenos, las curvaturas
de pliegues y fallas, los depocentros miopliocenos en facies continentales, los
surcos y los sinclinales periféricos tardíos.
Entre el
Buntsandstein y las dolomías jurásicas (Formación Zamoranos) se localizan tres
secuencias deposicionales de primer orden (Martínez del Olmo 1996) de las que las
dos superiores albergan las formaciones de tipo sabkha: Formaciones Jarafuel
(K1), Cofrentes (K3) y Quesa (K4) que contienen los niveles evaporíticos que dieron
lugar a la deformación diapírica. El espesor total del Triásico en la mayor
parte del área seria de 1700 metros.
Parece
evidente que las cosas no son tan fáciles y ordenadas como se ha expuesto, pues
en la historia de una cuenca se suceden fases de cierta calma, fases de
extensión y fases de compresión, y lo que es aún más complicado; extensión y
compresión ocurren a la vez cuando el despegue extensional se realiza sobre la
sal, mecanismo de creación de los llamados cabalgamientos de pie de talud o “toe
thrust” donde se acorta lo extendido por las fallas de crecimiento del margen.
La
actividad o inactividad de los diapiros pasivos se deduce por la presencia o
ausencia de facies rojas del Mioceno-Pleistoceno en sus anillos periféricos. De
estos diapiros pueden diferenciarse dos tipos: los que aparecen relacionados
con una falla de bajo o alto ángulo que hunde al Sur (Jumilla, La Rosa, etc.) y
los que alcanzaron el fondo marino en un tiempo pre-Mioceno y se caracterizan por
presentar olistolitos que deslizaron desde sus crestas extruidas y la presencia
de antiformas tipo mock en materiales del Mioceno Inferior (Elda, Altea).
La
presencia de olistolitos en el entorno de los afloramientos triásicos, ya sean
diapiros, cicatrices, rollers o rafts, suele ser precedida o anunciada en el
sedimento receptor por intervalos con alta contaminación de pequeño tamaño, contaminación
que es también es visible en pliegues de arrastre o slumps en la base de los
olistolitos cuando estos son carbonatados, caso en el que muestran una elevada
brechificación interna (por ejemplo, el olistolito cretácico del sinclinal de
Onteniente). Es muy improbable que olistolitos kilométricos puedan viajar
largas distancias, motivo por el que estos no solamente datan el tiempo
(Martínez del Olmo et al., 1985) sino que también permiten interpretar la
localización de la extrusión, más aún cuando es visible la cizalla basal creada
por el deslizamiento (Moseley, 1973).
Aunque
en las cartografías de la Serie MAGNA existen ciertas imprecisiones en la edad
del Mioceno marino que recibe estos olistolitos, ellas no impiden asegurar que
los olistolitos intra-miocenos son más precoces cuanto más meridionales. Dadas
las grandes dimensiones de algunos olistolitos y la visualización de su cizalla
basal, muchos han sido interpretados como cabalgamientos o retrocabalgamientos
en las cartografías de la Serie MAGNA. De otra parte, allá donde la vergencia
tectónica de la cadena es bien perceptible, se puede observar que son más
numerosos los que deslizaron hacia el N-NO. Hecho probablemente debido al
efecto de la tectónica compresiva miocena que creó asimetría y desestabilizó
las altas crestas generadas por la extrusión y por tanto muy brechificadas.
La
presencia de plataformas muy someras con facies de slump se interpretan como el
producto de pendientes sedimentarias anormales, anteriores a la compactación,
que son atribuidas a los flancos de los diapiros (Martínez del Olmo, 1998). Las
facies de slump no siempre están relacionadas con la presencia de olistolitos;
de hecho, se puede interpretar que, si en ese tiempo sólo existen slumps, la
extrusión no alcanzó la superficie.
En la zona hay dos grandes asomos diapíricos triásicos: el Diapiro de Altea y el Diapiro de Finestrat que forman parte del conjunto de diapiros del Prebético Oriental que se pueden ver en la anterior figura. Algunos autores sostiene que ambos diapiros han ascendido a favor de fallas de desgarre complementarias de direcciones WNW y N-S, mientras que otros investigadores creen que el diapírismo esta controlado por fallas de basamento (Falla de Crevillente), siendo el ascenso diapírico ocasionado por fallas distensivas. La Falla de Crevillente es una falla de desgarre que discurre desde Cádiz hasta Alicante, esta falla se genero por el movimiento relatico hacia de SW de las unidades Béticas Internas respecto a las internas. Esta falla forma parte de las estructuras que forman el Arco Mediterráneo. (Vera 2004).
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Trazado de la Falla de Crevillente en la Provincia de Alicante. Este accidente separa las Zonas
Internas (Placa Mesomeditarránea o de Alboran) de las Zonas Externas de la Cordillera Bética
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El mas extenso superficialmente es el Diapiro de Altea es un diapiro pasivo que esta limitado en el su borde septentrional por una serie de fracturas de dirección WNW-ESE (Fallas de Callosa y del Algar) que limitan una serie de pliegues de la misma dirección y de posible origen diapírico. El limite meridional no es visible por estar tapado por formaciones terciarias aunque en la zona de Alfas del Pi el Keuper cabalga sobre el Cretácico Superior. El Diapiro de Altea esta recubierto por depósitos de material resedimentado procedente de formaciones mesozoicas y terciarias. Este diapírismo seria el causante de los grandes deslizamientos (slumps) del Cretácico Superior como el Peñón de Calpe.
El Diapiro de Finestrat que en su parte oriental puede estar unido con el de Altea, también presenta en sus bordes septentrional y meridional limitado por fracturas de dirección W – E que pueden tener alguna relación con la Falla de Crevillente, algún investigador opina que su origen es debido a una zona de relevo distensivo (“pull-apart” romboidal) entre fallas transcurrentes dextrales de orientación bética y edad Serravaliense.
ESTRATIGRAFIA:
La estratigrafía de la zona de Altea – Calpe es de gran complejidad e interes, pero en este articulo solo nos vamos a describir el Triásico, que es donde se encajan las rocas efusivas subvolcánicas que se van a describir en este articulo.
Anteriormente al describir los procesos de rifting en la zona hemos hablado algo del Trías, a continuación lo describiremos estratigráficamente con un poco mas de detalle.
En Trías es el periodo geológico que marca el inicio del ciclo Mesozoico tras el plegamiento hercínico o varisco. En la zona del Levante peninsular donde nos situamos al Triásico se denomina Levantino-Balear o Triásico Sudibérico (Pérez López 1991) y aparece en facies germánica, caracterizado por presentar un Triásico Inferior o Buntsandtein de naturaleza detrítico clástica (conglomerados silíceos, areniscas cuarcíticas, limolitas y arcillitas rojas) que en esta zona no llega a aflorar, un Triásico Medio o Muschelkalk caracterizado por una sedimentación carbonatada (calizas y dolomías) y un Triásico Superior o Keuper caracterizado por depósitos evaporíticos (arcillas yesíferas).
En la siguiente figura (Vera 2004) se puede ver la correlación entre las unidades lito estratigráficas del Triásico de la Cobertera Tabular y las del Prebético.
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| Figura nº 5: Disposición de la sedimentación durante el Trías en un perfil W - E desde las zonas más próximas al margen continental (Meseta Ibérica) a las zonas con mayor influencia de la sedimentación marina. |
MUSCHELKALK.
Los materiales más antiguos que afloran en la Marina Baja son los carbonatos de facies Muschelkalk afloran a lo largo de las Zonas Externas de la Cordillera Bética desde la Provincia de Alicante hasta la Provincia de Cádiz. En estos materiales fueron incorporados por López-Garrido (1991) como unidad litológica dentro de una sola formación que englobaba todo el Triásico de la región: Formación Hornos-Siles definida para el Prebético y que engloba a materiales de las facies Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper.
Por su parte Pérez-López (1991) definió de manera informal la Formación Majanillos, para englobar los carbonatos de facies Muschelkalk que afloran en todo el sector central de la Zona Subbética. Pero el Muschelkalk de las Zonas Externas de la Cordillera Bética presenta grandes diferencias litológicas y de espesor con el de las Zonas Internas, por esta causa se han definido dos unidades lito estratigráficas que comprenden toda la variabilidad existente en los carbonatos del Muschelkalk que afloran en el Prebético: la Formación Siles a la que se asignarían los términos carbonatados mas margosos depositados en la zonas mas próximas al margen Sudibérico y la Formación Cehegín que sustituiría a la Formación Majanillos.
Desde el punto de vista estratigráfico, la Formación Cehegín (Pérez Varela 2005) sitúa por encima de la Formación Arroyo Molinos que engloba a los materiales de facies Buntsandtein y que en la Marina Baja no aflora. Sobre la Formación Cehegín se sitúan los materiales detrítico - evaporíticos de facies Keuper que constituyen el Grupo Keuper de Jaén.
La Formación Cehegín está compuesta, fundamentalmente por calizas grises de tonos oscuros y margocalizas. Se diferencian dos miembros principales: un Miembro inferior está compuesto por uno a tres bancos masivos de carbonatos, de los cuales el primero suele ser dolomítico, con intercalaciones de calizas margosas, margocalizas y capas o depósitos de tormentas (pot y gutter cast, tempestitas) y un Miembro superior está compuesto por niveles de calizas tableadas bioclásticas o nodulosas, con variaciones en el grado de bioturbación. Hacia la parte alta, la sucesión termina con niveles dolomíticos-carniolares y yesos, entre lutitas y margas.
La edad ha podido ser determinada por asociaciones de ammonoideos, bivalvos, conodontos y foraminíferos como Ladiniense (+-240 M.a.).
En el afloramiento de Altea (Cantera Las Quintanes en el Tossal de La Maladeta) se encuentran materiales de esta Formación asimilables a las facies de Dolomías oscuras y a la inmediatamente superior facies de Calizas laminadas. Esta ultima facies es muy característica de la Formación Cehegín y se reconoce también en la mayoría de los afloramientos de calizas de facies Muschelkalk del Prebético.
En Altea, como se puede ver en la siguiente fotografía, se presenta como un conjunto homogéneo de calizas grises con patinas amarillentas, en estratos de bastante espesor:
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| Foto 6: Frente de la Cantera de Les Quintanes en Altea. Se explotan carbonatos de la Formación Cehegin del Muschelkalk concretamente de la facies de las calizas laminadas. |
Las Calizas laminadas se organizan en estratos de espesor decimétrico métrico. Los carbonatos están compuestos por calizas oscuras micríticas, finamente laminadas, con algunas intercalaciones de grainstones bioclásticos con intraclastos y porosidades móldicas. Las laminaciones corresponden a mallas de algas (algal mats), y en algunos casos a estructuras estromatolíticas en domos. Corresponden a carbonatos generados en ambientes inter-supramareales, debido a la acción de cianobacterias.
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| Figura nº 7: Facies de las Calizas laminadas de la Formación Cehegin en Altea. Se observan varios tipos de laminaciones (horizontales, onduladas, cruzadas, convolutas originadas por algas. |
El espesor del Muschelkalk que aflora es de unos 100 metros aunque no se conoce donde se sitúa el contacto con el Buntsandtein. Se trata de un afloramiento de muy poca extensión (25 ha) y en su extremo septentrional estas calizas están en contacto por falla con el Keuper, se trata de una falla inversa con arrastre de estratos que presenta un movimiento un tanto extraño quizá por una reactivación posterior a su formación.
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| Figura nº 8: Generación de superficies estilolíticas verticales. |
Abundan las superficies estilolíticas de las clases 1 y 3, paralelas a la estratificación y simétricas, formadas por estilolitos cónicos y cilíndricos. Estas estructuras se forman por disolución de los carbonatos (puede desaparecer hasta un 40 % de los mismos) cuando están sometidos a gran presión, en este caso en sentido vertical (litoestática) tal como se puede ver en la figura de la derecha:
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| Figura nº 8: Calizas laminadas con superficies estolíticas muy marcada (Cantera Les Quintanes de Altea) |
KEUPER:
Encima del Muschelkalk se sitúa el Keuper que en la Hoja 848 (Benidorm) del MAGNA se describe como una serie formada por limolitas rojas, areniscas y dolomías laminadas con yesos que afloran en los márgenes de los ríos Algar y Guadalest. No hay una serie continua pero se mencionan varios afloramientos entre ellos uno en el Pk 54,700 de la carretera de Alicante a Valencia con 100 metros de lutitas versicolores con niveles de areniscas con ripples y yesos a muro. Encima, y aparentemente por falla, se localizan lutitas rojas y margas grises con un paleocanal de areniscas rojizas y encima 50 metros de lutitas rojas.
En el Río Guadalest en el borde noroccidental de la hoja, y por la carretera de Callosa d’Ensarria a Guadalest en el MAGNA se describe un perfil de unos 30 metros de los siguientes materiales triásicos: en la base una capa de areniscas de 5 m de potencia, blanquecinas y amarillentas con estratificaciones cruzadas planares, y “ripples” hacia la parte superior, terminando el banco en una costra ferruginosa; le siguen 32 m. de limolitas verdosas, a techo violáceas, con niveles centimétricos de areniscas con “ripples” y nivelillos carbonatados laminados con costras ferruginosas, para terminar a techo en 2 metros de arcillas rojas, cubiertas por materiales terciarios. Estos materiales se distribuyen en secuencias de unos 2 metros de potencia, formadas por lutitas con areniscas de “ripples” para terminar con un nivel carbonatado con una costra ferruginosa.
Estos materiales se interpretan como depositados en una llanura de inundación distal, en tránsito a una “sebkha”costera, con sedimentación evaporítica.
En el Diapiro de Finestrat, ya en la Hoja 747 (Villajoyosa) se han diferenciado 4 de las 5 formaciones en que Ori Cabo divide al Keuper en facies germánica (Grupo Valencia):
- Arcillas y yesos de Jarafuel (K1):la formación esta compuesta por una alternancia irregular de bancos de arcillas y yesos con niveles de areniscas, limolítas y dolomías concentrados en la parte central. El conjunto es de tonalidades amarillentas. Pueden presentar ofitas. Su edad es Carniense.
- Areniscas de Manuel (K2): no están representadas en esta zona. Se trata de una formación compuesta por bancos de areniscas de color rojo o blanco con frecuentes estratificaciones cruzadas y ripples. Edad Carniense.
- Arcillas de Cofrentes (K3):esta constituida por arcillas y arcillitas de color rojo con finas pasadas violetas y verdosas. Por su litología y forma de erosión es muy diferenciable.
- Arcillas yesíferas de Quesa (K4): esta formación se diferencia por la abundancia de yesos que pueden ser fibrosos, nodulosos, masivos o hematoideos y la presencia de Jacintos de Compostela en forma de cristales bipiramidados de hasta 2 cm. Se trata de un conjunto caótico de arcillas rojas y yesos con una estratificación muy pobre. Edad Carniense – Noriense.
- Yesos de Ayora (K5):compuesta por arcillas grises con bancos de yesos blanco-grisáceos, y a veces rosados y algunas capas de dolomías. Los yesos presentan texturas muy variadas (laminar, masiva, fibrosa, bandeada, trabecular y porfidoblástica).
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| Figura nº 9: Columna litoestratigráfica del Triásico según la Hoja del MAGNA de Villajoyosa con indicación de las Formaciones del Grupo Valencia. |
En la Cordillera Bética se ha definido el Grupo Jaén (Pérez-López 1991) con 4 formaciones análogas a las definidas por Ortí Cabo (1974):
- K 1: Formación detrítico evaporítica de Barrancos.
- K 2: Formación Areniscas de Cambil.
- K 3: Formación detrítico carbonatada con yesos de Santo Cristo.
- K 4 / K 5: Formación yesos y dolomías de Cerro Molina.
En la siguiente figura, y tomando como base una correlación de Pérez Varela (2005) para el Keuper del margen sudibérico, he correlacionado las formaciones de los Grupos Valencia y Jaén del Keuper:
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| Figura nº 10:Columnas estratigráficas del Keuper en el Paleomargen Sudibérico. |
VOLCANISMO:
En el Trías de La Marina Baja (Finestrat-Altea) aparecen numerosos afloramientos de rocas volcánicas que están descritos de la siguiente manera en la memoria de la Hoja de Villajoyosa del MAGNA: De sus características texturales puede deducirse que estas rocas son cuerpos intrusivos (probablemente diques o sills emplazados a profundidades relativamente someras (hipoabisales). En la siguiente figura se puede ver un esquema general donde se situarían este tipo de intrusiones.
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| Figura nº 11: Esquema de la forma de yacimiento de las rocas ígneas, con especial indicación (recuadro) de donde se intruirían las rocas subvolcánicas ofíticas. |
Por su composición mineralógica, parece claro que han cristalizado a partir de un material de composición basáltica toleítica. En la figura de la derecha se puede ver un grafico que relaciona el contenido en minerales y el oxido de silicio de un magma. En este caso las ofitas por su alto contenido en plagioclasa y piroxeno procederían de un magma de una composición entre intermedia y máfica.
Se trata de rocas que según la nomenclatura norteamericana corresponde a diabasas en el limite con cuarzodiabasas o, en los términos equivalentes de la nomenclatura inglesa, de doleritas en el límite con cuarzodoleritas.
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| Figura nº 13: Diagrama QAPF de las rocas ígneas. |
En la figura de la derecha se puede ver el Diagrama de Streckeisen o diagrama QAPF que permite clasificar una roca ígnea en base a su contenido (en %) en los siguientes minerales: Cuarzo - Feldespato alcalino – Plagioclasa –Feldespatoide. Hay que tener en cuenta que en este caso nos movemos en un tipo de rocas que no son no intrusivas, ni volcánicas por lo que no encontraremos los términos ofitas o diabasas. El diagrama ha sido tomado del Atlas de Rocas Ígneas de la Universidad Complutense de Madrid.
Texturalmente, al ser rocas de consolidación hipoabisal, son holocristalinas de grano fino-medio (cristales entre 1 y 0,5 mm) e hipidiomorfos. Presentan las relaciones texturales minerales típicos de las texturas ofíticas y diabásicas, siendo estas las texturas que las definen globalmente. Asimismo, muestran como relaciones texturales secundarias texturas de intercrecimiento grafico entre cuarzo y feldespato alcalino.
La composición mineralógica principal es la integrada por la plagioclasa (50 por ciento de la composición global) clinopiroxeno (35 por ciento) ortopiroxeno (5 por ciento) y cuarzo intercreciendo gráficamente con feldespato alcalino (5 por ciento la suma de ambos). En la siguiente imagen se puede ver en el recuadro en puntos rojos donde se situarían las “ofitas”.
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| Figura nº 14: Situación de las "ofitas" en la clasificación de las rocas ígneas según su contenido mineral. |
En la siguiente imagen podemos ver una correlación entre el color, la composición química, los minerales dominantes y la textura de diferentes rocas ígneas.
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| Figura nº 15: Correlación de propiedades entre diferentes rocas ígneas. |
Los cristales de plagioclasa suelen presentar zonado concéntrico con el núcleo más cálcico, de tipo labradorita y el borde más sódico, probablemente de tipo andesina o incluso oligoclasa, es frecuente que el borde externo de los cristales se continúe con el intercrecimiento grafico de cuarzo y feldespato alcalino, intercrecimiento que suele ocupar las cavidades intersticiales entre los cristales tabulares de plagioclasa.
El clinopiroxeno aparece generalmente en cristales de menor tamaño que las plagioclasas y rodeado por éstas, por lo que suele ser subidiomorfo o alotriomorfo; en algunos casos presenta zonado pudiendo considerarse por sus características ópticas como una augita ferrosa subcálcica.
Como minerales accesorios, existe biotita, óxidos metálicos (probablemente magnetita), zircón y apatito. Y como minerales secundarios, el más abundante es el anfíbol de tipo actinolita, que aparece como producto de transformación del clinopiroxeno; menos frecuente es la clorita también formada a partir de clinopiroxeno o de biotita u ortopiroxeno. Por ultimo cabe destacar la presencia de serpentina y moscovita.
A continuación se puede ver la ficha de análisis petrológico del IGME en lamina delgada de una muestra de estas ofitas:
En la
siguiente figura se puede ver un esquema estructural de un diapiro (Salinas de
Oro). Se puede ver como las ofitas son arrastradas de modo pasivo por el
material evaporítico en su camino ascendente a través de la cobertera mesozoica
y terciaria:
Edad geológica de las “ofitas”:
La edad geológica de los cuerpos ígneos que aparecen en los diapiros de Altea y Finestrat se puede deducir a partir de la edad de los sedimentos en los que se encuentran. En este caso se considera que el evento ígneo tuvo lugar ligeramente después de la sedimentación de los depósitos en los que aparecen y como los cuerpos ígneos se localizan entre sedimentos de margas evaporíticas triásicas de edad Carniense (Pérez-López 1991) se puede atribuir la edad de evento ígneo al Triásico Superior concretamente al Carniense - Noriense entre los 208 y los 237 M.a.
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| Figura nº 17: Subdivisión del periodo del Triásico y rango de edades radiométricas. |
No tengo datos de dataciones radiométricas de las ofitas de Alicante pero si de dataciones radiométricas realizadas a las «ofitas» intruidas en los corredores triásicos del Sur de la Provincia Valencia. Estas dataciones realizadas mediante el método K-Ar pero las edades obtenidas deben considerarse como mezcla entre tres términos distintos: edad de emplazamiento, edad de sericitización precoz y edad de metamorfismo alpino. La mayor o menor influencia de los dos componentes secundarios de la edad radiométrica harán que las edades analíticas se alejen más o menos de la edad primaria debido al emplazamiento y enfriamiento de los magmas.
Por esta causa, si se quiere establecer un modelo evolutivo temporal para el magmatismo mesozoico de las zonas externas de la Cordillera Bética, habrá que considerar como la fuente más fiable para la cronología los criterios estratigráficos caso y dejar las dataciones radiométricas K-Ar como apoyo a las estimaciones realizadas estratigráficamente.
Las dataciones radiométricas realizadas a las rocas ígneas intruidas en los corredores triásicos del Sur de la Provincia de Valencia varían entre los 106+- 3 M.a. y los 187+-4 M.a. siendo el rango más común el situado entre 166+-4 M.a. y los 183+-4 M.a. Es decir estaríamos hablando del Jurásico Inferior – Medio (Bathoniense – Toarciense) una edad mas afín a los eventos ígneos que configuran la Franja Volcánica de Caudiel o la Línea ofítica de Altura (ver entrada correspondiente a Julio de 2013 en este blog).
Edades parecidas (178+-4 M.a.) se han obtenido en otras dataciones radiométricas en ofitas de las zonas externas de la Cordillera Bética (Puga & Torres-Roldan 1989) posiblemente por la influencia de un metamorfismo eoceno.
Antes de entrar en la descripción de los distintos materiales volcánicos que aparecen y han sido explotados en la zona diapírica de Calpe, Altea y Finestrat, pero para entrar en la descripción pormenorizada entes debemos aclarar las diferentes nomenclaturas que para estas rocas se utilizan en la escasa bibliografía existente y que por su diversidad pueden llevar a confusión ya que las mismas rocas aparecen descritas como: ofitas, diabasas, doleritas y basaltos toleíticos.
Ofitas, diabasas , doleritas o basaltos toleíticos:
Todas son rocas subvolcánicas, holocristalinas, en las que sus componentes han tenido tiempo de cristalizar a escasa profundidad. Las principales rocas subvolcánicas son las variedades graníticas (granófiro, aplita) y las del gabro (diabasa o dolerita y ofita), estas ultimas son de color oscuro, generalmente grises y verdes, con un aspecto de piel de reptil (de ahí el nombre de “ofitas”).
Son rocas hipoabisales de composición básica, intermedia entre las rocas plutónicas y las rocas volcánicas formando un grupo petrográfico especial, procedente de un magma gábrico con una composición similar al basalto pero con una textura holocristalina mucho mas desarrollada.
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| Figura nº 18: Aspecto con lupa de 30 aumentos de las ofitas. |
Se trata de un grupo de rocas ígneas cristalizadas en unas condiciones de presión y temperatura intermedias. La cristalización se produce a no mucha profundidad entre el batolito y la superficie, pero a la suficiente para impedir la fuga de cantidades excesivas de gas, y dadas las dimensiones limitadas de las cuerpos ígneos en que aparecen (diques, sills, apófisis, lacolitos) permitir la cristalización de forma rápida.
Una diabasa contiene: como minerales básicos plagioclasas y piroxenos con algo de feldespato potásico y como minerales accesorios: biotita, magnetita, ilmenita y apatito. En la siguiente figura se puede ver una lamina delgada de una roca de este tipo.
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| Figura nº 19: lamina delgada de una diabasa al microscopio electrónico con nicoles cruzados. Se puede observar la abundancia de plagioclasas y piroxenos que ocupan prácticamente todo el espacio. |
A continuación se describen las características mineralógicas de los dos componentes principales de este tipo de rocas:
Plagioclasa: es un mineral constituyente de rocas de la clase tectosilicatos y del grupo de los feldespatos, es un silicato doble de aluminio y sodio de formula NaAlSi3O8que cristaliza en el sistema triclínico con hábito tabular o prismático, es incoloro o turbio por alteración pasando a montmorillonita, sericita o zeolita entre otras.
Piroxeno: mineral constituyente de rocas de la clase de los inosilicatos, los del grupo de los clinopiroxenos que cristalizan en el sistema monoclínico. La formula de la augita es (Ca,Na,Mg,Fe)2(Si,Al)O6.
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| Figura nº 20: Fotografía aumentada (x30) de una ofita de la Sierra de Oltá en la que se pueden apreciar los cristales de plagioclasas (blancos) y los cristales de piroxenos (negros). |
Las rocas subvolcánicas de este tipo se presentan con dos tipos de textura:
Textura diabásica: el mineral dominante es la plagioclasa de color claro y a menudo en forma tabular, con piroxeno (augita) de color oscuro ocupando los intersticios.
Textura ofítica o dolerítica: compuesta por cristales de plagioclasas alargados incluidos en cristales mayores de piroxeno o llenando los intersticios dejados por los cristales de este ultimo mineral. Esta estructura se produce cuando los dos minerales esenciales cristalizan al mismo tiempo.
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| Figura nº 21: Textura ofitica y textura diabasica. |
Comercialmente se conocen como pórfido o “granito negro” y por su gran resistencia a la compresión (2000-2600 kg/cm2) se utilizan como áridos para carreteras (antiguamente en forma de adoquines) y balastros para vías de FFCC. Su densidad es de 2,1 gr/cm3 y su dureza 5 en la escala de Mosh.
Como ya se ha mencionado anteriormente, durante el Triásico Superior, al tiempo que se depositaban los sedimentos evaporíticos, se produjo una etapa de intensa actividad magmática como consecuencia de la ya mencionada rotura del megacontinente Pangea. Este intenso magmatismo se evidencio con la aparición algunas coladas y emisiones submarinas como el Volcán del Cap Negret de Altea y la intrusión de cuerpos de material ígneo denso compuesto por magmas básicos procedentes del manto que se introdujeron dentro de los sedimentos triásicos sin consolidar y por lo tanto menos densos. Estos cuerpos al encajarse entre los sedimentos adoptaron la forma de diques,sills y lacolitos o lopolitos.
Por lo tanto se presentan como cuerpos (diques o sills) concordantes con la estratificación, probablemente debido al flujo considerable de magma gábrico (de tipo basáltico), que favorece su expansión a lo largo de las superficies subhorizontales de discontinuidad de la roca encajante. Algunos diques pueden alcanza un grosor considerable, y pasar a lopolitos, que constituyen, por otro lado, la forma intrusiva, característica de los gabros. Mas raramente se pueden encontrar como filones discordantes
Posteriormente y por causas tectónicas o diapíricas estos cuerpos ígneos son arrastrados como objetos mas o menos pasivos dentro de la masa sedimentaria dúctil que constituyen las evaporitas triásicas. Una vez solidificada la lava y emplazados los cuerpos ígneos, el calor residual, los fluidos atrapados y el agua de los sedimentos pueden ocasionar el movimiento de determinados componentes químicos que pueden acabar depositándose en las grietas (como cristales o masas amorfas) dando lugar a mineralizaciones hidrotermales.
Puga et al. (1989b) observaron en algunos afloramientos de «ofitas» texturas y estructuras primarias propias de la intrusión de magma en sedimentos someros, poco consolidados, indicativas de un rápido enfriamiento. Posteriormente, Morata (1990, 1993) ha puesto de manifiesto dentro de algunos afloramientos de «ofitas», la existencia de estructuras propiamente extrusivas (pillow-lavas, arrugas de flujo, hialoclastitas, etc.) así como otras indicativas de un emplazamiento en sedimentos someros poco consolidados (pillow-sills, microarrugas de flujo, etc.). Estas estructuras permiten clasificar los afloramientos de «ofitas», desde un punto de vista macroscópico, en tres tipos:
1) «ofitas» extrusivas,
2) «ofitas» subvolcánicas someras,
y 3) «ofitas» subvolcánicas S.str. (Morata, 1993).
AFLORAMIENTOS VOLCANICOS EN LA MARINA BAJA:
SIERRA DE OLTÁ:
En las estribaciones occidentales de la Sierra de Oltá aparece una alineación tectónica con dos cuerpos ígneos ofíticos: uno en el termino de Calpe, la Cantera del Barranco de la Mola y otro en el de Benissa, la Cantera del Barranco de Oltá (paraje Canelles). A ambas se accede por el camino que desde la N 332 lleva al campo de tiro y a la Ganadería Ifach. En el siguiente cuadro se resume su situación:
NOMBRE
|
X
|
Y
|
Z
|
MATERIAL
|
Bco La Mola
|
239735
|
4281404
|
178,40
|
Ofitas
|
Bco La Oltá
|
239738
|
4282604
|
307,70
|
Ofitas
|
En la siguiente figura se puede ver la ortofoto con la situación de las dos canteras de esta Sierra:
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| Figura nº 22: Ortofoto con la situación de las dos canteras de la Sierra de Oltá a la derecha la cantera de La Mola y a la izquierda la cantera de Oltá. |
El cuerpo de Barranco de la Mola (paraje El Collado) es de forma más o menos lenticular con una longitud superior a los 100 metros y una anchura de 40 metros ocupando una superficie de 2.700 m2.
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| Figura nº 23: Ortofoto de la Cantera de La Mola se observa un control tectónico en su emplazamiento dentro de una banda de Keuper (margas abigarradas) dentro de sedimentos carbonatados (calizas y margas del Terciario Inferior. |
En esta cantera se han explotado rocas ígneas subvolcánicas de color gris averdosado que se presentan muy fracturadas tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 24: Fotografía en el interior de la Cantera de La Mola, se observa el color averdosado de la ofitas. |
El cuerpo de Barranco de Oltá no aflora tan bien, pero parece ser de la misma forma lenticular con una longitud de 80 metros y una anchura de 25 metros ocupando una superficie de aproximadamente 1.600 m2.
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| Figura nº 25: Ortofoto de la Cantera de Oltá en la que se aprecia bien la importante escombrera asociada. También se encuentra en una franja tectonizada de Keuper instruido por fallas dentro de terrenos terciarios. |
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| Figura nº 26: Dolomías tableadas |
La Cantera de Oltá estuvo en activo entre 1917 y 1948 dando empleo a 48 trabajadores que extraían piedra para el adoquinado de las calles de las poblaciones cercanas. La piedra se transportaba en carros hasta la estación del trenet para su distribución por la zona.
Entre ambos cuerpos hay una distancia de 1.100 metros y ambos se sitúan en un afloramiento continuo de Triásico compuesto por margas abigarradas con yesos que pueden presentar en forma masiva y de color gris y en masas caóticas de cristales transparentes y rojizos, además aparecen dolomías laminadas y densamente estratificadas en una facies Muschelkalk, tal como se puede ver en la fotografía de la derecha (Figura 26).
El Keuper esta en contacto por falla con margas grises y calizas margosas marrones amarillentas terciarias, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 27: Contacto por falla entre el Trías a la derecha (terrenos rojos) y el Paleoceno a la izquierda (terrenos blancos) |
En ambas se explotaba el mismo tipo de material, ofitas o diabasas (“pórfido” en el argot minero). Se trata de una roca microcristalina y holocristalina de color gris oscuro de tono verdoso, formada por una masa de cristales blancos de plagioclasas y oscuros de piroxenos dominando los segundos por lo que estaríamos ante una textura ofítica o dolerítica. La roca es de grano medio a fino y se presenta bastante fisurada tal como se puede apreciar en las fotografías adjuntas y afectada por fracturas que se evidencian como planos de falla o vetas con mineralizaciones o alteraciones.
DIAPIRO DE ALTEA:
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| Figura nº 28: Esquema geológico del Diapiro de Altea |
El Diapiro de Altea presenta una extensión aproximada de 50 Km2 entre las localidades de Altea – La Nucia – Callosa de Ensarria – Bolulla y La Galera (Altea), tal como se puede ver en el croquis geológico de la figura de la derecha.(tomada de Geoalicante.com).
Aunque en el esquema geológico parece como una gran mancha de Keuper no se trata de un afloramiento continuo de materiales Triásicos sino que la zona presenta un amplio recubrimiento de sedimentos neógenos (Serravaliense-Tortoniense) formados por margas blancas, areniscas y conglomerados en la base con calizas, margas arenosas y areniscas a techo. Los materiales triásicos, preferentemente margas evaporíticas del Keuper, afloran a lo largo de las cuencas de los ríos mas importantes: el Algar y el Guadalest, así como de otros cursos fluviales menores: barrancos del Barranquet y de Ares y muy a menudo están recubiertos por depósitos fluviales cuaternarios. Además en el propio cauce del Guadalest por debajo del Embalse del mismo nombre hay un afloramiento triásico con una longitud de 2.800 metros y una anchura de 400 metros.
En la siguiente fisura se puede ver la interpretación realizada en 2003 por Yébenes sobre la formacion de los olistolitos como el que constituye el Peñón de Ifach de Calpe.
En este extenso diapiro se han localizado 4 explotaciones de rocas ígneas subvolcánicas y una estructura volcánica con dos partes diferenciadas: Su localización geográfica se resume en el siguiente cuadro:
NOMBRE
|
X
|
Y
|
Z
|
MATERIAL
|
T. Sentenilla
|
751124
|
4279182
|
168,40
|
Ofitas
|
Cra. Colom
|
751756
|
4278742
|
124,00
|
Ofitas
|
La Rompuda
|
752680
|
4278415
|
133,00
|
Ofitas
|
El Clot
|
757500
|
4278860
|
35,00
|
Ofitas
|
Cap Negret
|
758340
|
4277980
|
0,00
|
Aglomerados
|
Pto La Olla
|
758450
|
4278130
|
0,00
|
Basaltos
|
CANTERA DEL TOSSAL DE SENTENILLA.
Se trata de una antigua explotación de ofitas para la obtención de adoquines. La cantera se localiza en la ladera noroccidental del Tossal de Sentenilla y se accede a la misma desde el casco urbano de La Nucia por un camino asfaltado, salvo en su parte final que esta en mal estado. La explotación se extiende a lo largo de 180 metros por la ladera del mencionado Tossal y tiene una considerable escombrera que cae hacia el Barranco de La Canal.
Las ofitas afloran bastante mal debido a la densa vegetación, principalmente pinos, pero se puede observar la roca objeto de aprovechamiento (ofitas) y el contacto de este cuerpo ígneo con la roca encajante, las margas abigarradas del Keuper.
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| Figura nº 29: Contacto entre las ofitas explotadas en la Cantera de Sentenilla y las margas abigarradas del Keuper. |
CANTERA DE COLOM:
Situada a 750 metros al SE de la de Sentenilla se trata de un asomo volcánico redondeado rodeado de margas abigarradas del Keuper y depósitos cuaternarios.
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| Figura nº 30: Especie de pitón volcánico en la cantera de Colom se observa una escombrera y acopios de piedras. |
Fue una antigua explotación de ofitas de pequeña extensión y que debió servir los adoquines para la construcción de muros agrícolas en los alrededores.
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| Figura nº 31: Trinchera acceso cantera |
CANTERA DE LA ROMPUDA:
Localiza a 950 metros al SE de la de Colom esta explotación fue tapada por el propietario de la finca, pero se conserva la trinchera de acceso en la que se pueden ver las rocas volcánicas que fueron objeto de aprovechamiento.
Debió ser una explotación de cierta entidad pues disponía de un pequeño ferrocarril para la extracción del material (ofitas) a través de la trinchera tal como se puede ver en la siguiente fotografía. De la instalación queda algún resto protegido por la vegetación como se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 32: Vagoneta utilizada para la el transporte de material en la cantera |
Estas tres canteras se presentan alineadas en una dirección WNW-ESE coincidente con una de las principales alineaciones tectónicas de la zona y que condicionan la traza de los principales ríos: Guadalest y Algar
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| Figura nº 33: Situación de las canteras sobre el mapa geológico del IGME. |
Más próximas a la Costa encontramos otras explotaciones:
CANTERA MAS DE CALCES:
Una antigua explotación de ofitas una parte de la cual esta llena de agua en la actualidad y constituye un pequeño refugio para la fauna. La cantera se localiza en la vertiente oriental de un tossal muy cerca de la salida de Altea de la A 7. A la cantera se accede desde por el camino Fondo que va de Altea La Vella al Cap Negret. No es posible acceder a la cantera por encontrarse dentro de una finca agrícola completamente vallada pero se puede observar que el material aprovechado era un cuerpo de rocas ígneas de color marrón oscuro y que la cantera origino un agujero de considerables dimensiones (60 x 40 metros) tal como se puede observar la siguiente figura.
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| Figura nº 34: Ortofoto de la cantera se observa el hueco de la explotación lleno de agua debido a su proximidad al mar. |
Una muestra obtenida a la entrada de cantera nos permite ver que se explotaba una roca volcánica de color gris oscuro, averdosado, formada por cristales de tamaño fino con algunas venillas de un mineral blanco.
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| Figura nº 35: Muestra de roca volcánica de la Cantera de Mas de Calces. Se aprecia su color gris averdosado y su textura de grano fino. |
CANTERA DE CAP NEGRET:
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Figura nº 36: Promontorio-mirador de
Cap Negret |
Una antigua explotación de ofitas en activo en la época de 1930 a 1936, actualmente esta urbanizada, que presenta alguna diferencia con las anteriores: la presencia, junto a las ofitas, de aglomerados volcánicos. En la fotografía de la derecha se puede ver el promontorio del Cap Negret formado por grandes bloques de rocas volcánicas de grano fino muy fracturadas y coronadas por aglomerados volcánicos.
Los aglomerados volcánicos son muy abundantes en este afloramiento y están formados por masas caóticas de clastos de rocas volcánicas de distintos orígenes, formas y tamaños (bloques, cantos, gravas,...) , a veces muy alteradas y con una matriz de cenizas de colores grises y rojizos. Los aglomerados volcánicos se forman durante las erupciones volcánicas explosivas.
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| Figura nº 37 Aglomerados volcánicos de Cap Negret. |
EL AFLORAMIENTO DEL ESPIGON DEL PUERTO DE LA OLLA:
Muy cerca del Cap Negret (160 metros) y sirviendo de apoyo a la escollera del Puerto Deportivo de La Olla aparece un afloramiento volcánico formado por rocas masivas de grano fino y de color verde oscuro o grises. Se presentan muy fracturadas tal como se puede observar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 38: Afloramiento de rocas volcánicas oscuras en el espigón del Puerto de la Olla (Cap Negret, Altea). Destaca el color negro verdoso de las rocas y una meteorización en bolas muy característica. |
Se trata de una roca holocristalina, de grano fino a medio y de color verde oscuro en la que dominan los cristales negros (piroxenos) y verdes (olivinos) con pequeños cristales de brillo metálico (biotitas). Con la lupa no se observan plagioclasas. Con muchas dudas se podría decir que podría tratarse de un basalto olivínico.
En este afloramiento he encontrado niveles escoriáceos tal como se puede comprobar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 39: Nivel de lavas escoriales en el espigón del Puerto de la Olla (Cap Nedret; Altea) |
Las escorias volcánicas se producen por la liberación de gases que generalmente acontece por causa de un descenso de la presión cuando el magma se mueve hacia arriba (una erupción), pero también en el caso de que el magma solidifique antes de que el gas escape las burbujas se convierten en pequeñas cavidades que forman escoria.
La presencia en el Cap Negret de aglomerados volcánicos y escorias confirman que estamos ante los restos un volcán cuya conducto principal o chimenea estaría en el Puerto de La Olla mientras que el Cap Negret podría formar parte de una ladera del cono por donde discurrirían los flujos piroclásticos.
Según A. Yébenes, el Cap Negret es un
afloramiento de rocas volcánicas basálticas oscuras (de ahí el nombre) formadas
en una erupción que tuvo lugar en este lugar en el Triásico superior (Noriense-Rhetiense).
Lo que se puede ver en la actualidad son los restos de un edificio volcánico mucho
más grande. Las características de estas rocas apuntan a
una erupción explosiva submarina que tuvo lugar en aguas poco profundas. Este
tipo de erupciones suelen ser muy violentas por causa de la brusca vaporización
del agua de mar cuando la lava, incandescente, entró en contacto con el mar.
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico con la situación de los afloramientos arriba descritos y como ambos se sitúan alineados en la dirección (NNW-SSE) la misma que la del Rio Algar.
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| Figura nº 40: Situación de los afloramientos volcánicos de Altea en el MAGNA. |
DIAPIRO DE FINESTRAT:
Aunque los diapiros de Altea y de Finestrat están en contacto en la zona de Alfas del Pí, sin duda deben de considerarse como dos estructuras diferentes. El Diapiro de Finestrat esta originado por la actuación de fallas distensivas, de dirección Bética y posiblemente relacionadas con la Falla de Crevillente. En este diapiro aparece un Keuper en el que se han podido cartografiar las distintas formaciones que lo componen, siendo de destacar la ausencia del K2 (Areniscas de Manuel o Areniscas de Cambil).
En el campo se trata de una zona geográficamente intrincada, muy abarrancada y recorrida por el Rio Sella. Abundan las margas abigarradas y los yesos lo que generan un paisaje muy característico de este tipo de terrenos, tal como se puede ver en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 41: Típicos abarrancamientos en los terrenos blandos del Keuper (Valle del Sella en Orcheta). |
CANTERA DE PENYA NEGRA (O DE PAVASAL):
Se trata de una gran explotación de aprovecha un cuerpo ígneo ofítico de gran envergadura (500 metros de longitud por 150 metros de anchura) cubriendo una superficie de 6 ha. En la siguiente fotografía se puede ver una vista de la cantera tomada desde el Oeste.
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| Figura nº 42: Vista de la Cantera de Pavasal desde el Oeste. Se puede ver la importancia de la explotación y la magnitud de la misma con una altura muy considerable. |
La cantera esta actualmente en explotación por la empresa PAVASAL que obtiene áridos para obras públicas. El cuerpo ígneo esta intruido en las margas abigarras yesíferas del K 4 (Arcillas yesíferas de Quesa o Arcillas y yesos de Cerro Molina) por medio de contactos mecánicos.
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico del Diapiro de Finestrat con la situación del cuerpo ígneo explotado en la cantera de la Peña Negra. En el mapa geológico se aprecia perfectamente la situación de la intrusión del Triásico entre dos grandes fracturas que constituyen el conocido como “Accidente de Finestrat”.
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| Figura nº 43: Mapa Geológico del IGME del Diapiro de Finestrat, marcada la explotación de ofitas de Pavasal. |
En la siguiente fotografía se puede ver el interior de la cantera y al fondo la iconica mole jurásica de la Peña de Francia.
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| Figura nº 44: La Peña de Francia desde el interior de la Cantera de La Peña Negra. |
El material que se explota son ofitas de color gris oscuro, verdosas por alteración, muy similares a las de Altea y Benissa. La roca se presenta muy afectada por una intensa fracturación que ocasiona su disyunción en bloques tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía.
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| Figura nº 45: Aspecto de la ofitas en la Cantera de la Peña Negra de Finetrat |
El Cuerpo ígneo esta intruido en Keuper (arcillas abigarradas con yesos) y en su contacto occidental presenta una veta de una roca de color claro, microcristalina y finamente laminada, de fractura concoidal y poco dura, a la vez que bastante densa.
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| Figura nº 46: Contacto occidental del cuerpo de la Pena Negra de Finestrat. Se puede observar la roca ígnea (ofitas) con una marcada fracturación vertical y una veta de color blanco justo debajo de la escombrera. |
PARAGENESIS MINERAL:
Aparte de los minerales formadores de rocas ígneas, principalmente plagioclasa y piroxeno, en estas aparecen algunos minerales secundarios de interés, principalmente las analcimas y los granates.
ANALCIMAS:
La analcima pertenece al grupo de los Silicatos, subclase tectosilicatos y clase 9.GB.05 de formula Na (Si2Al) O6.H2O. Pertenece. Se incluye en el grupo de las Zeolitas y cristaliza en el sistema cubico en forma de cristales trapezoedricos blancos y translucidos o transparentes aunque pueden aparecer también grises, rosas, verdes y amarillos. Presentan raya blanca y lustre vítreo, una dureza es de 5 en la escala de Mohs y una densidad de 2,25 g/cm3.
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| Figura nº 47: Cristales de analcima translucidos de La Mola |
La analcima es un mineral típico de las rocas volcánicas básicas y aparece recubriendo las paredes de las cavidades y fracturas por la acción de fluidos hidrotermales tardíos. Puede ser constituyente principal de los basaltos analcimicos. La analcima es, junto al granate, uno de los pocos minerales que cristalizan en forma de trapezoedros.
La analcima es muy abundante en la Cantera de La Mola, aunque también se encuentra en todas las demás explotaciones de La Marina.
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| Figura nº 48: Analcimas amarillas de la Cantera de La Mola (Benissa) |
GRANATES:
Son minerales de la subclase de los nesosilicatos, del grupo 9.AD.25 con formula Mg3Al2(SiO4)3 cuando es de la variedad piropo, que es la que aparece en Altea.
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| Figura nº 49: Granates muy alterados en los aglomerados de Cap Negret. También se han encontrado en la Peña Negra de Finestrat. |
Tienen cualquier color (menos azules) de brillo vitro a resinoso y transparentes u opacos. Cristalizan en el sistema cúbico con habito cubico o trapezoidal (como la analcima) con una dureza de 6,5 a 7,5 y una densidad de 3,1 a 4,3 gr/cm3.
En las rocas ígneas básicas, como las ofitas, los granates son debidos a fenómenos hidrotermales en fracturas.
ALBITA:
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| Figura nº 50: Albita. |
Aparece en forma de vetas y pequeños filones entre las ofitas de la Cantera de Pavasal en Finestrat. Se trata de un mineral blanco de lustre vítreo, de la clase de los Silicatos (Tectosilicatos) y de formula NaAlSi3O8. Su dureza es 6 a 7 y cristaliza en el sistema triclínico en forma de maclas.
En la fotografía de la derecha se puede ver una muestra de esta mineralización con maclas en forma de drusas.
Pueden llegar a aparecer algunos otros minerales pero siempre en muy pequeñas cantidades. En la zona de Murcia y Sur de Alicante hay mineralizaciones de hierro asociadas a alteraciones hidrotermales de ofitas que en esta zona no se llegan a ver.
APROVECHAMIENTO DE LAS OFITAS:
Tal como se puede deducir las ofitas fueron intensamente aprovechadas en esta zona. Por su dureza y resistencia estas rocas ya fueron utilizadas en el Neolítico para fabricar herramientas líticas como las hachas pulimentadas encontradas en la Isla de Tabarca y que se pueden ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 51: Hachas de piedra pulimentada encontradas en la Isla de Tabarca. |
Posteriormente sus características petrológicas fueron aprovechadas para su aplicación como material de construcción especialmente para adoquines a principios del siglo XX y como balastro en la actualidad.
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| Figura nº 52: Adoquinado con rocas volcánicas de la antigua carretera nacional de Valencia a Alicante (Oliva) |
En el libro "Canteros de Piedras Negras" (J.L.Luri Pietro y R, LLopis i Sendra, 2022)" se realiza una descripción detallada de los trabajos que se realizaban en las canteras de ofitas. A continuación realizo una resumen de la mencionada publicación. Aunque ya en el año 1922 la Ciudad de
Valencia considero que necesitaría de 6 a 8 millones de adoquines de pórfido para
la pavimentación de las calles y que estos materiales deberían venir de las canteras
de Orxeta, no fue hasta el año 1924 cuando se registró la primera explotación
de pórfido (ofitas) en la Provincia de Alicante y esta explotación era la correspondiente
a la Cantera de Peña Negra en Orxeta que en ese año tenia 6 trabajadores y una producción
de 300 m3 que se pagaba a 32 pesetas/m3, dos años después en 1926 la cantera tenía
20 operarios y había doblado su producción (625 m3) que se pagaba a 20
pesetas/m3 a pie de obra. En 1926 se documentaron en la Provincia de Alicante
14 explotaciones de pórfido con una producción de 31.800 m3 (684.500 adoquines)
por valor de 300.000 pesetas. Estas canteras daban empleo a 177 trabajadores.
Entre 1926 y 1929 había en funcionamiento 10 canteras que bajaron a 7 en 1930.
En 1935 se contabilizaban 14 explotaciones con 208 trabajadores que vivían
bastante bien para la época pues ganaban un salario tres veces superior al de
un maestro de escuela que era de 7 pesetas .
El adoquinado con pórfido de las
ciudades comenzó a finales del siglo XIX (1882 en Barcelona) y en 1910 se proyectó
el adoquinado de la Ciudad de Alicante a un precio de 3 pesetas/m2. Entre 1912
y 1916 se adoquino el centro de la ciudad con pórfido de las canteras de La
Marina transportado por FCC desde Benidorm, en 1918 se empezó el adoquinado del
extrarradio de la ciudad. A partir de 1926 el Gobierno impulso la pavimentación
de las principales carreteras de la red viaria nacional, como la de
Murcia-Alicante-Valencia, con materiales que incluían muchos kilómetros de
adoquinado. Estas actuaciones continuaron a buen ritmo hasta la crisis de 1929 y
se paralizaron completamente por causa de la guerra civil en la que lucharon muchos
canteros de La Marina. Así en 1930 la producción de pórfido en la Provincia de
Alicante ascendía a 17.000 m3 con un valor de 491.500 pesetas extraídas en 7
canteras que empleaban a 119 obreros, en cambio en 1934 la producción cayó a
2.355 m3 por un valor de 152.250 pesetas.
Las explotaciones se ubicaban en varios
municipios de la comarca de La Marina Baja (Alicante):
En Callosa de Ensarria se registro en
1927 la Cantera El Sogay que con 15 trabajadores producía 1.500 m3 de pórfidos
para pavimentación.
En La Nucia estaban registradas dos
explotaciones: la Cantera de Cabezo Negro o Tossalet Negro (La Pedrera) que en
1926 tenía 15 trabajadores y la Cantera de L´Algoletga (Tossal de Sentenilla)
que en 1.927 tenía 7 trabajadores y una producción de 1.500 m3 de pórfidos
En Altea constan varias explotaciones de
pórfido la más importante fue la de Calces y después la Cantera de La Foia
registrada en 1926 tenía 40 trabajadores y una producción de 3.750 m3 de pórfido
que se pagaba a 20 pesetas/m3. En 1926 estaba registrada la Cantera de El
Cascall con 6 trabajadores y una producción de 600 m3 de pórfido, también la Cantera
de Pepe Rosas y la de El Pla de Castill con 5 trabajadores y u a producción de
2.000 m3 de pórfido, la de El Barranquet (La Foia) con 5 trabajadores y la de
San Jorge con 15 operarios, además de otras más pequeñas. En la costa de Altea,
la Cantera de Cap Negret, ya documentada en 1912, disponía de 10 trabajadores y
una producción de 1.000 m3 de pórfido pagado a 10 pesetas/m3 por su menor
calidad (aglomerados volcánicos). El material extraído de estas canteras era embarcado
y transportado a Valencia y Alicante por mar.
En Calpe funcionaban las Canteras del
Barranquet Salat y la de La Mola que estaba situada en el limite con Benissa. Los
inicios de la Cantera de La Mola de Pedres Negres se sitúan hacia 1917 con unos
30 trabajadores. En 1926 está registrada como explotación de pórfido para viarios
(adoquines, mosaico y bordillos) con un total de 18 trabajadores y una producción
de 1.800 m3 con un valor de 35.000 pesetas. En 1927 la cantera tenía el mismo número
de trabajadores y una producción de 1.500 m3 pero el precio del producto se incrementó,
pasando de 20 a 30 pesetas/m3. La producción se continuó incrementando pasando a
2.000 m3 en 1928 y a 2.500 m3 en 1929 con un valor de 75.000 pesetas y un total
de 15 trabajadores. La cantera ceso definitivamente su explotación en 1949 tras
haber estado operativa durante 3 décadas con la interrupción de 1936 a 1940. La unica explotación que continua activa es la Cantera de Pedra Negra en Orcheta explotada por PAVASAL y de la que se extraen áridos para carreteras y FFCC.
Los operarios que trabajaban en La
Mola había varios oficios; los herreros se encargaban del mantenimiento y arreglo
de las herramientas muy afectadas por la dureza de la piedra que era arrancada y
fragmentada por los mineros (o canteros). La piedra era transportada, mediante vagonetas
y a través de una trinchera, desde el frente de la cantera hasta la escombrera
donde las piedras eran seleccionadas y trabajadas por los adoquineros y
mosaiqueros. Niños de 14 años eran los encargados de proveer de agua y comida a
los trabajadores Los herreros y los mineros trabajaban a jornal, mientras que
los adoquineros y mosaiqueros lo hacían a destajo ganado unas 24 pesetas/día
mucho más que las 4 pesetas diarias que ganaba un jornalero agrícola.
La producción de La Cantera de La Mola
era transportada mediante carros hasta el tren de la costa, cada carro podría transportar
una tonelada de material y debido a la dificultad de la orografía hacia 3
viajes diarios a un precio de 50 pesetas/dia.
El pórfido de estas explotaciones servía
para la elaboración de distintos tipos de productos para la pavimentación: adoquines
que tenían forma de tronco de pirámide con una longitud de 25 a 17 cms, una anchura
de 12 a 10 cms y una altura de 15 a 13 centímetros, mosaico que eran piedras
cubicas con aristas de 16 a 7 cms y más baratas que los adoquines, también se
elaboraban bordillos que eran piedras de mayor tamaño. El bordillo se pagaba
mejor que el resto de los productos por lo que las mejores piedras se dedicaban
a su fabricación y el resto a la fabricación de adoquines y finalmente mosaico.
El rechazo se machacaba para elaborar áridos.
CONCLUSIONES:
Se han identificado un total de 8 canteras de ofitas: 5 en el Diapiro de Altea, una en el Diapiro de Finestrat y 2 en la Sierra de Oltá. Es casi seguro que existirán algunos afloramientos de ofitas no aprovechados por su pequeño tamaño o la mala calidad del material ígneo.
Los cuerpos ígneos beneficiados en estas explotaciones corresponden a diques o sills intruidos a favor de la estratificación y siempre en sedimentos de facies Keuper (sobre todo en las Arcillas Yesiferas de Quesa). Salvo el cuerpo de La Peña Negra de Finestrat, todas estas masas ígneas están alineadas a favor de una dirección NNW–SSE que coincide con la alineación estructural marcada por los principales cursos fluviales (ríos Algar y Guadalest) y las principales estructuras tectónicas. La alineación de la Sierra de Oltá es ligeramente distinta y lleva una dirección mas orientada de Norte a Sur.
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| Figura nº 53: Mapa geológico de la serie MAGNA con la localización de los principales afloramientos ígneos y su alineación según una dirección tectónica regional ibérica. |
Estas alineaciones son coherentes con la estructura tectónica regional y corresponden a fallas de zócalo de origen hercínico y dirección ibérica, activas durante el Triásico al comienzo de la apertura del Océano Atlántico
El Diapiro de Finestrat presenta un estilo muy diferente y parece estar asociado a la terminación de la Falla de Crevillente y presenta una dirección totalmente bética.
En todos los casos, salvo en el Cap Negret, se trata de rocas subvolcánicas que, para mantener la tradición denominaremos “ofitas” pero que también se pueden denominar como diabasas o doleritas, ya que se trata de términos con los que se define al mismo tipo de roca. Son rocas oscuras, grises y verdosas, muy duras generalmente de grano fino a medio, aunque aparecen también términos de grano grueso, son rocas holocristalinas, faneríticas (afanitica) y granudas.
Todos estos afloramientos ígneos parecen estar relacionados, se presentan siempre asociadas al Keuper (margas abigarradas yesíferas del K4), las rocas son muy parecidas en todos los cuerpos: “ofitas” de color gris oscuro verdoso salvo en el Cap Negret. Corresponderían a un mismo evento eruptivo que sucedió durante el Carniense - Noriense (Triásico Superior) entre los 237 y los 208 M.a.
Este evento eruptivo tendría al menos un cráter, posiblemente submárino, en la zona de Cap Negret donde se localizan basaltos (Puerto de la Olla) y aglomerados volcánicos (Cap Negret) y una serie de cuerpos subvolcánicos (diques y sills) encajados dentro del Keuper y alienados según una dirección tectónica ibérica.
Resumen:
En la Marina Baja hace 230 millones de años, durante la edad Carniense del Periodo Triásico, y sobre el zócalo varisco del Macizo Ibérico, se desarrollaba una amplia llanura costera, con un clima muy árido, en que había un gran desarrollo de sebkhas y salinas en las que se estaba produciendo una sedimentación continental evaporítica (arcillas, yesos y sales) como la que se esta produciendo actualmente en el desierto de Abu Dabi y que se puede apreciar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 54: Depósitos de sal en el desierto de Abu Dabi. |
A través de las fracturas variscas y postvariscas del mencionado zócalo ibérico se inicio el proceso de rifting o la partición del supercontinente Pangea y la apertura del Océano Atlántico produciéndose la ascensión, desde el manto o la corteza inferior, de magmas básicos que en parte se solidificaron, antes de alcanzar la superficie, entre los sedimentos triásicos evaporíticos, todavía poco consolidados, dando lugar a cuerpos subvolcánicos (diques y sills) y solo en algunas ocasiones llegaron a la superficie produciendo un autenticas erupciones volcánicas (lavas y aglomerados) como las que aparecen en Altea.
Posteriormente y ya durante la Orogenia Alpina se produjo una reactivación de estas fracturas variscas y la formación de los “corredores triásicos” y por donde a causa de las fuerzas tectónicas salieron a la superficie los depósitos evaporíticos con los cuerpos volcánicos incluidos, colocándose mediante contactos mecánicos (fallas y cabalgamientos) por encima de depósitos más modernos (Cretácicos y Terciarios), tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 55: Perfil geológico del Diario de Altea (Fuente MAGNA) |
Si se observa el mapa geológico de España se puede ver que la fractura o zona de fractura responsable del Diapiro de Altea es continuación de la fractura que origina la Fosa de Ayora-Cofrentes y la Fosa de Chera: El Accidente Requena- Mora que, además, en la zona de Altea y Finestrat se intersecta con otra estructura profunda: el Accidente Cádiz-Alicante. En estas intersecciones entre fracturas profundas es donde mas fácilmente se produce el diapirismo y los eventos volcánicos con el ascenso del magma favorecido por un menor espesor de la corteza terrestre.
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| Figura nº 56: Posible traza de la Falla Requena-Mora |
En la actualidad las rocas ígneas que constituyen estos cuerpos subvolcánivos destacan sobre todas las demás por sus propiedades de resistencia y dureza y por ello han sido objeto de aprovechamiento intensivo en las explotaciones antes descritas.
BIBLIOGRAFIA.
José Luis Luri & Robert Llopis i Sendra 2022: Canteros de piedras negras. Adoquines y sindicalistas en la cantera de La Mola (Benissa-Calpe. 1926-1936).
c
Por su composición mineralógica, parece claro que han cristalizado a partir de un material de composición basáltica toleítica. En la figura de la derecha se puede ver un grafico que relaciona el contenido en minerales y el oxido de silicio de un magma. En este caso las ofitas por su alto contenido en plagioclasa y piroxeno procederían de un magma de una composición entre intermedia y máfica. 
