GEOLOGIA DE LA SIERRA GELADA.
SITUACIÓN GEOGRAFICA.
La Sierra Helada o Gelada es una sierra situada en la costa mediterránea, entre Benidorm, Altea y Alfas del Pí (Alicante), caracterizada por presenta cotas superiores a los 400 msnm (434 msnm en su parte más alta, el Alto del Gobernador donde se sitúan las antenas) a muy corta distancia del mar.
En la siguiente figura se puede ver el mapa de relieve de la Sierra:
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| Figura nº 1: Mapa topográfico y del relieve de la Sierra Gelada. |
La Sierra esta orientada paralela a la costa (NE-SW) tiene una longitud de 6.250 metros y una anchura de 1.500 metros con una superficie total de 5.654 Ha de las que 745 Ha corresponden a la parte terrestre y el resto a la parte marina la cual se extiende desde la Isla de Benidorm al Morro de Toix en Calpe. La Sierra presenta un perfil asimétrico con un acantilado vertical de más de 400 metros de altura en el flanco suroriental y con una pendiente menos abrupta en su flanco noroccidental, pendiente que va bajando suavemente hasta alcanzar cotas de 50 msnm en la depresión entre Benidorm y Alfas del Pí.
En el extremo nororiental de la Sierra Gelada en la Punta de la Bombarda (Cabo de L´Estufador) es donde se localiza la Mina de Ocre de L´Albir.
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| Figura nº 2: Panorámica aérea de la Sierra Gelada (Alicante) |
ANTECEDENTES GEOLÓGICOS.
La Sierra Gelada se localiza en la parte más meridional de los dominios externos de la Cordillera Bética que es parte del Orógeno alpino perimediterráneo; más concretamente, es el último escalón emergido de lo que se denomina, tradicionalmente, Prebético Interno (Prebético de Alicante de otros autores) o, lo que, más recientemente, se ha llamado Prebético de Aspe-Jijona-Alicante. En la siguiente figura se puede ver una composición con el mapa de relieve de la Cordillera Ibérica y su esquema geológico (Universidad de Alicante).
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| Figura nº 3: Composición del relieve de la Cordillera Bética y su esquema geológico. |
El Prebético está constituido por rocas sedimentarias plegadas y despegadas de su basamento cuyo depósito tuvo lugar en el borde suroriental del antiguo continente de Iberia y que se depositaron en el lapso que abarca desde el Triásico al Mioceno. En este sector septentrional de la Cuenca Bética la sedimentación fue análoga a la de la Cuenca Ibérica, estando establecido su límite por un cambio de las principales direcciones estructurales, que pasan de ser NW-SE en la Ibérica a NE-SW en la Bética, es decir son prácticamente ortogonales.
El Prebético se subdivide en dos unidades tectónicas (o subdominios paleogeográficos): Prebético Externo y Prebetico Interno.
Figura nº 4: Ortofoto de satélite y mapa geológico esquemático de la Provincia de Alicante
con indicación de la situación de la Sierra Helada.
El Prebético Externo corresponde a la parte del más septentrional de la Cordillera Bética y es la más próxima al Placa Ibérica donde no se sedimentaron ni el Jurásico Terminal, ni el Cretácico Inferior, ni tampoco el Paleógeno marino. Tectónicamente está constituido por una serie de escamas fuertemente imbricadas. Por el contrario, El Prebético Interno presenta depósitos mesozoicos y cenozoicos más completos, con importante desarrollo de las rocas sedimentarias del Cretácico, incluidas las del Cretácico inferior, y que corresponden a depósitos de ambientes más distales que los del Prebético Externo. Además de un estilo estructural de grandes pliegues y cabalgamientos subordinados. En la siguiente figura se puede ver un perfil simplificado con la evolución del margen continental sudibérico durante el plegamiento alpino.
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| Figura nº 5: Evolución del margen continental subibérico y subbético durante el Plegamiento Alpino. |
En el Prebético se han diferenciado (J.A. Vera 2004) varias unidades morfoestructurales, la Sierra Gelada se localiza en la unidad conocida como Prebético de Aspe-Jijona-Alicante.
Prebético de Aspe-Jijona-Alicante. Se corresponde con la parte más meridional del Prebético en la Provincia de Alicante. Tiene relieves elevados y su estructura es compleja; en las antiformas afloran los términos del Jurásico y Cretácico, mientras que en las sinformas afloran los del Paleógeno al Mioceno inferior-medio. Es un área con importante actividad diapírica (Altea,…). Este Prebético está separado del adyacente Prebético de Onteniente-Denia por la Falla Pinoso-Alcoy.
En la siguiente figura se puede ver de forma esquemática la situación del Prebético Externo e Interno y de las 7 zonas morfoestructurales en que fueron divididas por Vera. Como se puede ver la Sierra Gelada se localiza en la zona morfoestructural 2 (Aspe-Jijona-Alicante) del Prebético Interno.
En esta Zona morfoestructural aparecen las cotas topográficas más altas de toda la región con importantes montañas, profundos valles y algunas zonas más llanas. Una importante tectónica sinsedimentaria dio lugar a umbrales y surcos donde se depositaron de los materiales que varían desde plataforma carbonatada somera a plataforma externa o pelágica, siendo de resaltar la extensión de los afloramientos paleógenos. La importante actividad diapírica y la fuerte compresión final, son, junto con la erosión desigual, los responsables de una topografía muy accidentada.
Son muy frecuentes las extrusiones de materiales salinos triásicos; su emplazamiento actual está íntimamente ligado a la etapa compresiva final y a la distensión sucesiva y dan lugar a dos tipos morfológicos diferentes:
a.- Estructuras lineales. Son de dos tipos: anticlinales con dirección SO-NE, en los que se reconocen afloramientos sin ordenamiento interno claramente definido, formados por arcillas y yesos, mayoritarios en los Prebéticos de Jumilla-Yecla y Onteniente-Denia, donde juegan un papel importante las fallas de desgarre del final de la compresión, o la reactivación de las mismas.
b.- Estructuras no lineales. Son estructuras diapíricas más o menos circulares, que están siempre en relación con el cruce de fracturas y que en ocasiones están acompañadas por efusiones volcánicas del Mioceno terminal.
ESTRATIGRAFÍA DE LA SIERRA GELADA.
La Sierra Gelada esta constituida por rocas del Cretácico Inferior y su estratigrafía es, en principio, bastante sencilla, sin embargo, en distintas publicaciones y por distintos autores se dan columnas litoestratigráficas con unidades diferentes lo la que complica sobremanera. A continuación, se resumen las estratigrafías facilitadas en diferentes publicaciones.
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| Figura nº 7: Cuadro resumen de edades y estratigráfia |
La estratigrafía del Prebético, según esta descrita en el libro El Cretácico de España es la siguiente, de muro a techo:
-Formación Sierra del Pozo.
Se trata de la unidad característica del tránsito Jurásico-Cretácico del Prebético Interno. La Formación se divide en dos miembros:
Un Miembro inferior con un espesor de 325 metros en el corte tipo, de 450 metros en la Sierra Mariola y de 150 metros en el Rio Serpis, está compuesto por calizas grises y beiges bien estratificadas que hacia la parte superior presenta intercalaciones de margas hasta formar una alternancia rítmica de calizas margas en bancos de medio metro de grosor. El miembro se depositó en un ambiente marginal de una plataforma carbonatada con dominios sub, inter y supramareal. La edad de este Miembro es Portlandiense-Barremiense.
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| Figura nº 8: Afloramiento de calizas blancas masivas de la Formación Sierra del Pozo en la base del acantilado de Sierra Helada (Morro de Sant Jordí). |
Un Miembro superior con un espesor de 50 metros en el corte tipo, de 450 metros en la Sierra Mariola y de 75 metros en el Serpis, está constituido por calcarenitas bioclásticas y areniscas con intercalaciones de arenas y margas arenosas y frecuentes niveles oolíticos con granos de cuarzo y cantos de cuarcita y esporádicamente niveles de calizas micríticas con construcciones arrecifales. El techo viene marcado por un hard ground. Este Miembro correspondería a depósitos de barras costeras con parches arrecifales cuya destrucción proporciona el material que las forman en un medio de plataforma profunda, abierta y agitada. La edad de este Miembro es Barremiense superior-Valanginiense inferior.
-Formación Cerro Lobo:
Esta Unidad corresponde a los materiales que se depositan sobre el hard ground que marca el techo del miembro superior de la infrayacente Formación Sierra del Pozo. En el Prebético interno esta formación sustituye a las facies Weald, más características del Prebético externo. En su localidad tipo esta formación se divide en dos miembros:
-Un Miembro Inferior con un espesor de 40 a 45 metros constituido por margas pardo-amarillentas con algunos niveles de calizas areniscosas. En su parte inferior el miembro tiene un elevado contenido fosilífero, especialmente Exogyras, ammnonites y equinidos (Toxaster) junto a braquiópodos y otros lamelibranquios. Estos fósiles indican una edad Valanginiense superior-Hauteriviense inferior. Este miembro se deposito en un medio de plataforma marina abierta.
-Un Miembro superior con un grosor de 110 metros es más carbonatado, con dolomías y calizas areniscosas, calcarenitas y bancos masivos de calizas bioconstruidas (corales). Su edad seria Hauteriviense medio-superior. El depósito corresponde a un sistema de barras con colonias coralinas.
En el Prebético de Alicante esta Unidad pasa a la parte inferior de la Formación Los Villares.
-Formación Los Villares.
Muy desarrollada en la Provincia de Alicante, en la Sierra Mariola tiene 200 metros de espesor y se sitúa sobre el hard ground que marca el techo del miembro superior de la Formación Sierra del Pozo y esta formada por una alternancia de margocalizas y margas gris azuladas con abundantes ammonites que indican una edad Valanginiense, parte del Hauteriviense (laguna del Hauteriviense superior) y el Barremiense. La Formación se depositaria en un medio pelágico turbíditico.
En Oliva (Valencia) esta Formación aflora en dos canteras en las que los materiales son predominantemente por arcillas y margas de color gris oscuro con intercalaciones de lutitas carbonáticas, compactas y duras, que localmente forman una alternancia. El límite superior de estos materiales en ambas canteras está mecanizado, generado por el deslizamiento de las biocalcarenitas y calizas de rudistas del Aptiense inferior.
Castro (1998) engloba esta unidad bajo la denominación de Fm. Los Villares y la divide en tres tramos: alternancia inferior, unidad glauconítica y alternancia superior, todo ello en una sedimentación pelágica. Esta división se reconoce en las canteras de Oliva.
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| Figura nº 9: Fósil característico de la Formación Los Villares (Exogyra). |
-Formación Arroyo Los Anchos.
Esta Unidad se corresponde con las facies urgonianas y es muy frecuente en el Prebético Interno. En su localidad tipo tiene 200 metros de grosor y se diferencian dos miembros:
-Un Miembro Inferior de 125 metros constituido por calizas grises y beiges claras bien estratificadas con algunas margas grises y verdes a muro. A techo aparecen bancos gruesos bioconstruidos y areniscas. Este miembro se depositaria en una plataforma carbonatada del tipo urgoniano con dominios supra e intermareales, de plataforma interna (lagoon), de plataforma externa (barras calcarenitas con orbitolinas) y pelágico (margas con ammonites) que pasa a la Formación Cerrajón). La edad del miembro en la Sierra Mariola seria Barremiense-Aptiense Inferior en base a su contenido en foraminíferos y ammonites.
-Un Miembro superior de 75 a 100 metros de grosor formado por arenas rojas con cantos de cuarcita que va pasando a calizas formadas por bancos de rudistas. Este miembro se depositaria en un medio deltaico con áreas palustres. Su edad serie Aptiense superior – Albiense.
Por su parte C. Arias et al 2001 han distinguido siete tramos biológicos;
-El Tramo 1 está formado por una alternancia de margas y calizas dolomíticas limolítico-arcillosas con bioturbación intensa y abundantes señales de erosión e interrupción. La estratificación es irregular y con escasa continuidad lateral. Se apoya sobre el hardground del Valanginiense medio. Su límite superior es otra costra ferruginosa que la separa de las margas y lutitas carbonáticas suprayacentes. Este primer tramo representa los sedimentos generados durante una etapa de drowning, con la inundación brusca de la plataforma somera e instalación de una sedimentación abierta.
La asociación encontrada en el tramo 1, caracterizada por la presencia de la siguiente fauna de ammonites:Karakaschiceras biassalense, Neocomites neocomiensis, Olcostephanus guebhardi querolensis y Valanginites nucleus indica la base del Valanginiense superior (Zona de Verrucosum, Subzona de Verrucosum).
-El Tramo 2, son arcillas limolíticas de color ocre y gris azulado en la parte media y alta, con intercalaciones de dolomías limolíticas. El tramo segundo, comienza con la estabilización de la sedimentación en la plataforma externa con abundante y variada fauna bentónica, para evolucionar hacia una mayor distalidad, probablemente unido a un ligero aumento de la batimetría
-El Tramo 3, con niveles de areniscas de grano fino. Se ordenan en siete secuencias, las dos inferiores son estratocrecientes y la última, incompleta, está cortada por un nivel métrico de arcillas marrones. Este tramo, de color gris oscuro, con abundantes cristales de pirita de pequeña talla, exclusivamente con fauna de ammonites piritosos y algunos Belemnites, parece indicar un medio tranquilo por debajo del nivel de base del oleaje y con pocas corrientes. Los escasos niveles duros están siempre gradados, lo que permite pensar en un retrabajamiento. Es la unidad que presenta señales que indican mayor distalidad y probablemente mayor profundidad o confinamiento, con escasa oxigenación.
En la parte alta del tramo 3 se encuentra una fauna compuesta por Olcostephanus nicklesi, OI. balestrai, Oosterella gaudryi, O. stevenini, O. fasci ge ra y Neocomites aff. peregrinus. Esta asociación corresponde a la base de la Zona de Trinodosum (Subzona de Nicklesi). De acuerdo con ello, el tramo 2 correspondería a las partes media y alta de la Zona de Verrucosum (Subzonas de Pronecostatum y Peregrinus).
-El Tramo 4, es una alternancia de arcillas gris oscuro con niveles duros de dolomías limolítico-arenosas, más importantes hacia el techo. Su límite superior es similar al inferior, un nivel métrico de arcillas marrones que interrumpe la alternancia y en el que no se observa fauna. El resto del tramo presenta una rica y variada fauna bentónica y ammonites, asociada a la llegada de terrígenos finos y no abundantes, indica un brusco cambio en la tendencia evolutiva, instalándose la zona proximal de la plataforma externa, con clara tendencia hacia la carbonatación a techo.
Este tramo contiene la siguiente asociación faunistica: Lyticoceras cf. nodosoplicatum, L. bargemensis y Crioceratites cf. nolani, característicos de la parte terminal del Hauteriviense inferior (Zona de Nodosoplicatum). La interrupción sedimentaria detectada en la base de este tramo afectaría por tanto al final del Valanginiense (Zona de Callidiscus) y a gran parte del Hauteriviense inferior (Zonas de Radiatus y Loryi).
-El Tramo 5, Está formada por arcillas y limolitas de color gris oscuro alternando con niveles de dolomías limolíticas, en algún caso algo arenosas. Su característica principal es la abundancia de glauconita en todos los niveles. Se organizan en cinco secuencias estratocrecientes. Este tramo se caracteriza por la presencia de abundante glauconita; comienza por materiales con domino de la decantación y fauna bentónica no muy abundante; hacia la parte media dominan los estratos masivos con Thalassinoides en la base y señales de tempestitas; finalmente en la parte alta pasa a una sedimentación rítmica con abundantísimos ammonites prácticamente como única microfauna. Esta tendencia parece indicar ligeras oscilaciones batimétricas en el entorno del nivel de base del oleaje. Termina con una costra ferruginosa.
Este tramo sólo posee fauna significativa en su parte superior, habiéndose identificado Crioceratites binelli(una forma característica de la Zona de Balearis) y, a más arriba, diversas especies del género Pseudothurmannia (propias de la Zona de Angulicostata). De acuerdo con esto, la interrupción sedimentaria localizada entre los tramos 4 y 5 incluiría la parte baja del Hauteriviense superior (Zona de Sayni y, probablemente, parte o la totalidad de laZona de Ligatus).
El límite entre los tramos 5 y 6, marcado por una costra ferruginosa, podría corresponder a una pequeña discontinuidad estratigráfica que afectara a la parte final de la Zona de Angulicostata y a la extrema base de la Zona de Hugii.
-El Tramo 6, está formado por arcillas y limolitas de color gris oscuro con abundantes niveles duros intercalados que forman tres secuencias estratocrecientes. Al final de cada secuencia se reconocen importantes costras ferruginosas con superficies poligonales y abundante bioturbación que forman un hardground y aumentan en importancia hasta llegar al techo. Este tramo presenta una sedimentación homogénea. Los hardground de la parte alta, junto al predominio de la sedimentación por decantación, parecen indicar una ralentización de la tasa sedimentaria.
Este tramo corresponde ya al Barremiense inferior. En él se han podido reconocer, sucesivamente, la Zona de Hugii (con Spitidiscus hugii, Sp. vandeckii y Psilotissotia favrei) y la Zona de Nicklesi (con Almohadites camelinus, Holcodiscus aff. perezianus y Hamulinites aff. munieri).
-El Tramo 7, no está completo ya que sobre él se encuentran las calizas del Aptiense inferior en contacto mecanizado. Está formado por arcillas limolíticas grises con intercalaciones de niveles con cemento dolomítico. Hacia el techo, presenta aspecto noduloso. Aparentemente el tramo evoluciona hacia una ritmita caliza-marga. De este tramo sólo aflora su base, por lo que es prácticamente imposible interpretar su tendencia evolutiva.
En la base de este tramo aparecen Subpulchellia compressissima y Moutoniceras nodosumc que permiten atribuir estos niveles a la Zona de Compressissima.
En Oliva (Valencia) se reconocen tres episodios sedimentarios limitados por interrupciones, cuya representación es variable. El primero, comprende todo el Valanginiense superior y está formado por los tramos 1, 2 y 3 con una sedimentación continua, representa el drowning del Valanginiense medio, la posterior estabilización de la sedimentación y su evolución hacia la distalidad y profundización. Esta tendencia, queda cortada por una interrupción de la sedimentación que abarca tres zonas de ammonites. La sedimentación se reanuda, con el segundo episodio, en la parte alta del Hauteriviense inferior (Tramo 4) en condiciones más proximales, pero queda cortada de nuevo por otra interrupción que abarca dos zonas. El tercer episodio comprende desde la parte media del Hauteriviense superior hasta el límite entre el Barremiense inferior-superior con una pequeña posible interrupción en el límite Hauteriviense-Barremiense (tramos 5, 6 y 7), pero siempre bajo condiciones de baja tasa de sedimentación. Las correlaciones entre los tramos aquí establecidos y los definidos por Castro (1998) más al sur y por Masse et al. (1993) en la zona de Jumilla es relativamente sencilla, reconociéndose una migración temporal de la sedimentación hacia el continente que alcanza su máximo en el Hauteriviense inferior.
Las secciones analizadas han proporcionado, en algunos niveles, una abundante y variada fauna de ammonites que se encuentran en un aceptable estado de conservación. En estas asociaciones predominan representantes de las familias Neocomitidae, Olcostephanidae, Desmoceratidae, Holcodiscidae y varios grupos de Ancyloceratina. La escasísima presencia de Phylloceratidae y Lytoceratidae y la relativa abundancia de formas de gran tamaño (sobre todo entre los Ancyloceratina) son propias de un medio nerítico, de plataforma abierta, poco profunda y relativamente cercana a costas. El análisis de la distribución vertical de las especies encontradas permite reconocer distintas unidades bioestratigráficas correspondientes al intervalo Valanginiense superior-Barremiense inferior.
Los materiales estudiados, se han depositado en su totalidad en la plataforma externa, presentando variaciones en los diferentes tramos que la componen, interpretándose unas veces como aumento de la distalidad, otras a cambios batimétricos y finalmente a variaciones en la tasa de sedimentación, pudiendo ir unidos en algunos casos más de uno de los procesos citados.
Según la cartografía de la Hoja nº 848 (BENIDORM) del MAGNA los terrenos más antiguos que afloran en la Sierra Helada corresponden a pequeños retazos de las Calizas de Clipeinas (Formación Sierra del Pozo) y corresponden a calizas grises micriticas con pasadas de intraclastos y su edad es Jurásico Superior (Kimmeridgiense).
Discordantemente sobre el Jurásico superior se desarrolla un potente Cretácico Inferior que comienza por un tramo de 15 metros de margas pardoamarillentas con ammonites y una abundante fauna (foraminíferos, algas, ostrácodos, braquiópodos y pelecípodos) que indican una edad Aptiense superior-Albiense inferior y pertenecientes a la parte superior de la Formación Arroyo Los Anchos.
Sobre las margas con ammonites se sitúa un grueso (256 m) conjunto litológico atribuido a la Formación Seguilí y compuesto por 100 metros de una alternancia de areniscas pardoamarillentas, masivas con cemento calcáreo con calcarenitas bioclásticas y oolíticas y calizas arenosas de aspecto noduloso. Presentan orbitolinas y otros foraminíferos del Albiense Inferior. Por encima se sitúan 25 metros de calizas bioclásticas de aspecto noduloso y margas en bancos métricos. Esta serie culmina con 130 metros de calcarenitas pardo-amarillentas en bancos de 1 a 3 m. de espesor, con niveles intercalados de calizas margosas nodulosas y margas. Se distribuyen en secuencias de 1,5 m a 8 m de potencia, formadas en la base por un término calcarenítico, bioclástico, en ocasiones de aspecto masivo, en otras con estratificaciones cruzadas, de surco y planar, y cuerpos sigmoidales; también son frecuentes las capas con bases canalizadas y techos ondulados. Un término intermedio poco potente de biocalcarenitas de aspecto noduloso con laminaciones de “ripples”, “flaser” y huellas de bioturbación de media a abundante y costras ferruginosas. El término superior de las secuencias lo forman margas con estructuras “lensen” y “rills” bioclásticos. Las secuencias del techo de este tramo disminuyen de potencia (0,6 a 1,5 m) a la vez que presentan estos términos invertidos, encontrándose en el “lag” de algunos bancos restos de Toucasias, y niveles con abundantes orbitolinas, así como estructuras “herringbone”.
Sobre este conjunto calcarenítico se sitúa una formación de calizas de rudistas con 45 metros de grosor , está compuesta por unas calizas grises de aspecto masivo y calizas nodulosas muy bioturbadas, que se distribuyen en secuencias somerizantes de orden métrico, que comienzan en la base con un término constituido por calizas nodulosas con restos de bioconstrucciones de Rudistas, Corales y Algas, y a techo, representado por calizas (“grainstone”, “rudstone” y “framestone”) de rudistas y de corales con matriz bioclástica, intensamente bioturbadas. Localmente se observan procesos secundarios de dolomitización, que confieren a la roca tonalidades beiges u ocres. Contienen abundantes foraminíferos de edad Albiense Medio a Superior. La edad de estos materiales en base a su contenido en Foraminíferos es Albiense Medio-Superior y pertenecerían a la Formación Arroyo Los Anchos.
El techo de la columna litoestratigráfica está constituida por dos tramos:
-Un Tramo inferior formado por 90 metros de calizas bioclásticas pardo-amarillentas y calizas margosas, de aspecto noduloso, con niveles intercalados de margas. Los materiales de este tramo se distribuyen en secuencias negativas, cuyo espesor oscila entre 6 y 15 m, formadas en la base por el término margoso, con estructuras de “ripples” y “lensen”, por encima calizas margosas, nodulosas con “ripples” y bioturbación de moderada a intensa, con abundante fauna de equínidos, y el término superior, que forma el resalte de la secuencia, constituido por unas calcarenitas y/o calizas bioclásticas con estratificaciones cruzadas, “ripples” y cuerpos sigmoidales, que suelen presentar a techo del banco una costra ferruginosa.
-Un Tramo Superior de 185 metros de potencia, está formado por una serie de margas y margas arenosas de colores gris-amarillentos, con intercalaciones de calizas bioclásticas y margosas, nodulosas, que contienen abundante fauna de equínidos, y se encuentran intensamente bioturbadas. Aparecen en secuencias constituidas por margas en la base y cuerpos de caliza margosa, nodulosa, a techo. La serie esta intensamente bioturbada y son frecuentes las estructuras “lensen”, “ripples”, así como “rills” bioclásticos intercalados. Rara vez se encuentran bancos de calizas arenosas con laminaciones y estratificaciones cruzadas y cuerpos sigmoidales.
El contenido en foraminíferos indica una edad Albiense superior y pertenecerían al transito de las Formaciones Cerrajón -Los Villares.
La Formación Arroyo los Anchos (Barremiense superior-Albiense Inferior) del Prebético de Alicante se correlaciona con las Formaciones Llopis, Almadich y Seguilí. En el Prebético de Alicante entre las Formaciones Sierra del Pozo y Arroyo los Anchos se desarrolla la Formación Los Villares (Valanginiense Superior-Barremiense).
En la descripción del IELIG PT 118 (Sierra Gelada), el IGME describe, en los acantilados de Punta Bombarda, la siguiente columna. De muro a techo tendriamos:
- Formación Sierra del Pozo (Titoniense-Berriasiense).
- Formación Almadich (Aptiense).
- Miembro Helada de la Formación Seguilí (Aptiense).
- Formación Sacarás (Albiense).
Figura nº 10: Foto panoramica con la interpretacion geologica (Fuente: IGME)
-Formación Sierra del Pozo.
Se encuentra únicamente en la base del acantilado y solo aflora su parte superior que está constituida por calizas blancas bien estratificadas (Calizas de Clypeinas).
Hay que indicar que, aunque a continuación se van a describir, en la Sierra Gelada entre la Formación Sierra del Pozo y la Formación Almadich hay una laguna estratigráfica marcada por la ausencia de las Formaciones Los Villares y Llopis que si aparecen en el resto del Prebético.
-Formación los Villares.
La Formación está formada, principalmente, por una alternancia rítmica de margas y calizas margosas, con ammonites y nanofósiles plantónicos de ambiente hemipelágico. También pueden aparecer margas con abundantes peloides de glauconita con abundantes ammonites y capas de oolitos férruginosos que se interpretan como depósitos de baja tasa de sedimentación. Esta formación aflora en todo el Prebético de Alicante, excepto en el tramo de Sierra Gelada, donde es sustituida por una superficie de discontinuidad. El espesor varía desde los 155 metros en la Sierra de Mariola hasta cero en la Sierra Gelada.
En base a la abundancia de ammonites se ha podido datar la formación en el lapso comprendido entre el Valanginiense tardío hasta el Barremiense tardío más temprano. Se reconocen varias discontinuidades de diferente edad y duración en diferentes secciones. Durante el Valanginiense y el Barremiense temprano se depositaron ritmitas hemipelágicas, mientras que durante la mayor parte del Hauteriviense se produjeron sedimentaciones ricas en glauconita condensada y rupturas en la sedimentación.
La distribución lateral y vertical de las diferentes litologías, así como las discontinuidades estratigráficas dentro de la Formación Los Villares, parecen indicar diferencias laterales en batimetría, probablemente controladas por variaciones locales en las tasas de subsidencia. La zona más somera correspondería a la Sierra Gelada, con el desarrollo de un hard ground, mientras que en las Sierras Mariola y Seguilí estarían las áreas más profundas.
Figura nº 11: Columna estratigráfica sintética del Cretácico en la Sierra de Seguilí.
-Formacion Llopis.
Está compuesta principalmente por calizas rudistas y corales (en facies Urgonianas) con una marcada ciclicidad, pasando lateralmente a calcarenitas (grainstone) con restos de corales. Aparecen otras litologías que incluyen calizas arenosas con escasos ammonites en la parte inferior de la formación (Barremiense superior) y también grainstones y rudstones ricas en cuarzo, con rudistas, intercaladas con areniscas y arenas no cementadas, que forman las capas más superiores. Los sectores distales de esta unidad están representados por calizas de grano fino con pequeñas cantidades de granos de cuarzo, fauna bentónica (crinoideos, briozoos, foraminíferos) y raros foraminíferos planctónicos, intercalados con margas.
La Formación Llopis ha sido interpretada como un depósito de aguas someras en rampa interior de carbonato con desarrollo de una amplia laguna (calizas rudistas cíclicas y coralinas), bordeada por ambientes más abiertos (facies arenosas) que evolucionó hacia el sur hasta una rampa media localmente bajo condiciones de alta energía y dominadas por tormentas (Ruiz-Ortiz y Castro, 1998).
Se trata de una unidad litoestratigráfica dividida en tres miembros de los que los miembros medio y superior son de edad Aptiense inferior. El miembro medio está constituido por una potente sucesión de calizas con rudistas y corales depositadas en ambientes de plataforma carbonatada somera, divididas en una sucesión de parasecuencias somerizantes. El miembro superior de esta formación está constituido por arenas, areniscas y ruditas arenosas con rudistas (caprínidos), presenta estructuras sedimentarias de corrientes de alta energía, en algunos casos interpretadas como tempestitas es retrogradante respecto del miembro inferior y aflora en los sectores más septentrionales del Prebético de la provincia de Alicante. La parte superior de la Formación Llopis una potente unidad de calizas con rudistas, orbitolinas y corales
Tanto el miembro medio como el superior presenta lateralmente (S-SE) un cambio lateral de facies a la Formación Almadich.
En Mariola la parte basal de la Formación Llopis ha sido datada de forma precisa con ammonites, mientras que sus partes media y superior han sido datadas con foraminíferos bentónicos, rudistas y ammonites provenientes de la suprayacente Formación Almadich. En Mariola la Formación abarca un intervalo temporal más largo (Barremiense tardío a Aptiense temprano tardío), mientras que en la Sierra de Seguilí y en Parcent la Formación abarca únicamente al Aptiense temprano (Bedouliense temprano).
Esta formación aflora en la parte norte del Prebético de Alicante, donde se superpone a la Formación Los Villares, y pasa lateralmente (SE) a la Formación Almadich o se correlaciona con una discontinuidad. Su espesor disminuye de norte a sur, con un máximo de 210 metros en el tramo de Mariola y un mínimo de 30 metros en Parcent
-Formación Almadich:
La Formación Almadich es característica de los sectores más distales del Prebético Interno, donde representa un episodio de sedimentación hemipelágica en el tránsito entre el Aptiense inferior y superior. La Unidad presenta un espesor es de 49 metros en la sección de Llopis, y muy similar de 50 metros en la de Agres. La edad de esta unidad, datada mediante foraminíferos bentónicos (Orbitolinopsis kiliani y O. praesimplex, Castro et al., 2001) seria Aptiense basal. El techo de la Unidad está constituido por la Capa de Agres (Castro, 1998), formada por 10 metros de calcarenitas, calcirruditas con rudistas caprínidos, margas y arenas. La base de la Fm. Almadich presenta variaciones laterales, así puede ser un nivel margocalizo condensado con Palorbitolina lenticularis (sección de Llopis) que se sitúa sobre el techo de la Fm. Llopis en facies de calizas micríticas, mientras que en la sección de Agres la base de la formación es un nivel de margas marrones que se dispone sobre una superficie con perforaciones de litófagos, excavada sobre las facies de calcirruditas con rudistas caprínidos de la Capa de Agres.
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| Figura nº 12: Contacto entre las Formaciones Almadich y Seguili en la Sierra Helada. |
La Formación Almadich está constituida por una alternancia (ritmita) de margas y margocalizas con contenido variable (hasta un 50%) en cuarzo de tamaño limo en la parte inferior. Contiene ammonites y foraminíferos planctónicos que han permitido su datación precisa. Su característica más interesante es la presencia, en la parte inferior, de un intervalo de unos 6 metros de espesor, predominantemente margoso, de color gris oscuro a negro, con un moderado contenido en materia orgánica que puntualmente contiene trozos de carbón. Este intervalo se ha interpretado como el registro local del Evento anóxico del Aptiense inferior (OAE).
Esta formación está presente en toda el área de estudio; se superpone a la Formación Llopis en el sector norte y a la Formación Los Villares en el sur, excepto en el tramo de Sierra Gelada donde se sitúa directamente sobre un paleokarst que se desarrolló sobre calizas berriasienses de la Formación Sierra del Pozo. Muestra importantes cambios laterales de espesor, con un máximo de 225 metros en Parcent. En Agres la Formación Almadich se dispone sobre la Formación Llopis y en su parte inferior presenta un tramo de 1,8 metros de espesor de margas beige-ocres, sobre las que sigue un intervalo de 5,8 metros de espesor de margas oscuras. El corte termina con 50 metros de una ritmita de margas y margocalizas beiges que constituyen la parte superior de esta Unidad.
La Formación Almadich, contiene ammonites que datan la parte alta del Aptiense inferior y la parte baja delAptiense superior. La presencia de los foraminíferos planctónicos Leupoldina cabri, Globigerinelloides ferreolensis, Hedbergella trocoidea, G. barri y G. algerianus han permitido reconocer Aptiense. Se trata de una Unidad litoestratigráfica de edad Aptiense p.p.; que en la Sierra Mariola comprende desde el Beduliense superior al Gargasiense inferior, mientras que hacia el sur abarca un intervalo de tiempo mayor que incluye desde la base del Beduliense hasta el Clansayesiense inferior.
Esta formación representa los depósitos transgresivos y de alto nivel del mar y se depositó en un ambiente sedimentario de plataforma distal, tipo rampa, con condiciones hemipelágicas. El tránsito de la Fm. Llopis a laFm. Almadich ha sido considerado como un ejemplo de ahogamiento de plataforma (platform drowning), reconocido en múltiples afloramientos del dominio perimediterráneo y que precedió al Evento Anóxico OAE 1a del Aptiense.
-Formación Seguilí.
Esta unidad se depositó en la amplia plataforma marina que, durante el Cretácico Inferior (Aptiense medio-Albiense inferior), ocupo el margen meridional de la Cordillera Ibérica, especialmente en el Prebético de Alicante. Esta formación, definida en la Sierra de Seguilí (Denia), está, en líneas generales, constituida (Castro, 1998) por un miembro inferior calcarenítico, y otro superior de calizas micríticas con rudistas y corales.
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| Figura nº 13: Estratificación cruzada sigmoidal en las calcarenitas de la Formación Seguilí (Sierra Helada; Alicante). |
Esta Unidad tiene un grosor de 70 metros en la Sierra Mariola llegando a alcanzar los 400 metros de grosor en Parcent, e incluye litofacies variadas, entre las que predominan las calizas de rudistas y corales. Desaparece lateramente por cambio lateral a la Formación Almadich (o ritmita margo-calcárea). Su edad ha sido establecida como Aptiense superior en base a su contenido en foraminíferos bentónicos y rudistas, así como por el de ammonites de los niveles superiores de la infrayacente Formación Almadich. La edad de la formación varia de unas localidades a otras, con un máximo de extensión temporal que abarca desde el Aptiense medio y el Albiense basal.
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| Figura nº 14: Correlación entre perfiles de la Formación Seguií en diferentes lugares de Alicante. |
El depósito de los niveles carbonatados de las formaciones Llopis y Seguilí se interpreta en un contexto de plataforma carbonatada somera tipo rampa, con desarrollo de facies de lagoon limitadas por una barrera de alta energía constituida por barras arenosas y parches de coral; las intercalaciones margosas se depositarían en una plataforma externa bajo condiciones hemipelágicas (Castro, 1998; Gómez, 1997c).
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| Figura nº 15: Miembros Helada y Superior carbonatado de la Formación Seguilí en la Sierra Helada (Alicante). |
Esta formación, depositada en ambientes de plataforma interna, presenta una gran heterogeneidad litológica con 23 tipos de facies agrupadas en 5 asociaciones, siendo el ambiente de plataforma interna carbonatada el mejor representado por ciclos de somerización constituidos por un lag de rudistas, margas calcáreas con orbitolinas planas, calizas con rudistas y corales y a techo calizas con lamelibranquios planos (condrodontos). En conjunto la formación muestra una evolución general desde ambientes de plataforma externa hacia otros de barrera y finalmente de plataforma interna en un contexto general de clima cálido y húmedo, con aguas claras e importante desarrollo de una fauna bentónica muy diversificada.
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| Figura nº 16: La Cova del Bou cavidad cárstica desarrollado en las calizas del Miembro superior de la Formacion Seguilí en La Sierra Helada (Alicante). |
Esta formación presenta litologías muy diversas y en la Sierra Gelada está formada un tramo de 210 metros de espesor compuesto por calizas ricas en cuarzo y areniscas con margas, así como grainstones y packstones con estructuras de corriente. Este tramo se ha definido como Miembro Helada. Este Miembro se depositó en un medio marino poco profundo, de alta energía, afectado por mareas, el carácter local del miembro, su gran espesor ocasionado por una alta subsidencia y el marco tectónico regional de carácter extensional que favorecía el desarrollo de pequeñas cuencas de semi-graben indicaría que la sedimentación se realizaría en una depresión controlada por la tectónica local durante un periodo de nivel del mar relativamente bajo.
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| Figura nº 17: Calizas grises claras muy fosilíferas (Rudistas, otros bivalvos,....) con los planos de estratificación estilolitizados. Formación Seguí (C4) en Sierra Helada (Alicante). |
-Formación Sácaras.
Esta Unidad aflora en la Zona Prebética, aunque sólo se encuentra bien desarrollada en su parte oriental (Provincia de Alicante) donde siempre aparece por encima de la Formacion Seguilí. El espesor de esta unidad muestra variaciones laterales notables, que van desde unos 300 metros en Parcent y Sierra Gelada hasta un mínimo de 30 a 60 metros en los tramos de Mariola y Fontcalent.
La Formación Sácaras está constituida por depósitos mixtos carbonato-siliciclásticos, con capas alternas de margas y margas calcáreas y más escasos niveles de areniscas. En varios perfiles se observa la presencia de un horizonte margoso con ammonites. En los cortes situados más al Norte abundan las calizas con rudistas y corales y, en cambio, hacia el Sur hay un predominio de calcarenitas (grainstones, packstones) y margas bioturbadas hacia el sur.Esta formación se depositó en una rampa mixta de aguas poco profundas carbonatadas y siliciclásticas, que abarca desde ambientes de rampa interna abierta en el norte hasta ambientes de rampa media hacia el sur. En los sectores distales, los cambios relativos del nivel del mar dieron lugar a una alternancia de margas y grandes cuerpos de arenas carbonatadas migratorias bajo la influencia de mareas y corrientes tormentosas.
La edad de esta unidad se ha determinado a partir de foraminíferos bentónicos, algunos ammonites y fauna planctónica, y se ha acotado con las dataciones de las formaciones subyacentes y suprayacentes. Se edad seria Albiense temprano-medio, aunque localmente puede alcanzar la base del Albiense superior, mientras que en los tramos más meridionales se limita al Albiense medio, debido a una discontinuidad estratigráfica que afecta al Albiense inferior.
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| Figura nº 18: Un icnofósil exclusivo de la Sierra Helada: Ereipchinus gelandensis. |
La formación corresponde a una secuencia estratigráfica de segundo orden, compuesta por tres secuencias deposicionales de tercer orden. El análisis de facies, ciclos y asociaciones permite la diferenciación de tres entornos deposicionales principales:
(1) un dominio de plataforma proximal, con sedimentación de calcarenitas estratificadas cruzadas y pequeñas parches de corales.
(2) un dominio de plataforma intermedia, con deposición de alternancia rítmica de calcarenitas y margas bioturbadas.
-Formación Jumilla.
Esta Unidad presenta en su sección tipo una potencia de 40 metros y básicamente está constituida por tres cuerpos carbonaticos y otros dos terrígenos que se intercalan entre los primeros. Los tres paquetes carbonaticos tienen naturaleza esencialmente dolomítica, con proporciones variables de siliciclásticos, son competentes y masivos con espesores métricos a decamétricos, otras veces presentan un carácter calcarenítico y bioclástico y con señales de bioturbación, son frecuentes los restos (fantasmas) de rudistas y de orbitolinas. Estos cuerpos carbonaticos son cartografiables y presentan en todos sus puntos unas características litológicas muy similares que los hacen fácilmente reconocibles, por lo que se han definido, de base a techo, como los Miembros Calizas de la Rosa (5,8 m), Calizas de Estenas (11.3 m) y Calizas de la Bicuerca (17,4 m).
Los dos paquetes litológicos restantes de esta Formación son de naturaleza esencialmente siliciclástica y grosor métrico (1-2 m) y se intercalan entre los paquetes carbonaticos y, en la localidad tipo (Jumilla), están formados por arenas cuarzosas de grano medio a fino y de color blanco a beige, poco cementadas, con estratificación cruzada en surco, muy semejantes a las Arenas de Utrillas.
En la Sierra del Carche esta formación presenta 182 metros de espesor y también se reconocen los Miembros Calizas de la Rosa (7,5 m), Calizas de Estenas (40 m) y Calizas de la Bicuerca (34 m). El primero de ellos tiene una composición calcáreo - arenosa, el segundo es dominantemente calcáreo y el tercero, que no presenta prácticamente terrígenos, está intensamente dolomitizado. Los tramos terrígenos que separan estas unidades presentan un carácter esencialmente litoral y en ellos alternan niveles de distinta naturaleza: arenosos, masivos o con estratificación cruzada; lutíticos y lutítico - arenosos, con estratificación de tipo lenticular; margosos y calcáreo limosos, con abundantes orbitolínidos y en ocasiones con laminaciones algares; y, en menor medida, calcáreos, con abundantes orbitolinidos y pequeños rudistas.
Esta unidad se enmarca dentro de ambientes que van desde costeros - mareales, generalmente con alta influencia siliciclástica, a medios de plataforma carbonatada somera y bien comunicada. Estos últimos se caracterizan por la existencia de grandes barras bioclásticas donde los restos de orbitolínidos son el componente dominante, y por el gran desarrollo que alcanzan rudistas, corales y condrodontos, que pueden llegar a constituir cuerpos arrecifales.
La datación de esta formación está basada fundamentalmente en las asociaciones de foraminíferos bentónicos y rudistas que contiene y seria Albiense sup. p.p. - “Vraconiense” - Cenomaniense basal (?).
La Formación Jumilla equivaldría a la parte superior del urgoniano del Prebético de Alicante, así como a los términos basales de la Formación Caliza de Jaén, descrita en el Prebético occidental por Vera et al. (1982).
FORMACIONES | MIEMBRO | EDAD | LITOLOGIA |
Fm. MARGAS DE CHERA |
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Fm. JUMILLA | Calizas Bicuerca | Albiense Sup. - Cenomaniense | Dolomías en bancos gruesos |
(Margas Losilla) |
| Arena cuarzosa | |
Caliza de Estenas | Albiense Sup. | Biomicritas con orbitolinas, etc… | |
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| Arena cuarzosa | |
Calizas la Rosa | Albiense Sup. | Calizas fosilíferas (rudistas, corales) | |
Fm. ARENAS DE UTRILLAS |
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En la siguiente figura se puede ver un esquema del Cretácico Inferior de la Provincia de Alicante con la disposición de las distintas formaciones y su edad.
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| Figura nº 19: El Cretácico Inferior en la Provincia de Alicante. |
Según A. Yebenes et al (2004) la estratigrafía La Serra Gelada está constituida por una sucesión de materiales dominantemente calcáreos, cuya edad se extiende desde el Jurásico terminal hasta el final del Cretácico Inferior.
La sucesión mesozoica de la Serra Gelada, de más de 800 metros de espesor, aparece muy bien expuesta en los acantilados de Sierra Gelada, aunque en el acantilado pueden presentarse parcialmente recubiertos por depósitos cuaternarios que localmente pueden alcanzar un notable desarrollo. Sus materiales se depositaron en una extensa plataforma situada en el paleomargen del sudeste de Iberia. Estos autores han diferenciado un conjunto de siete unidades litológicas (Yébenes, 1996) cuya datación se debe a Granier (1987) y Castro (1998). La edad de la primera de ellas es Jurásico Superior terminal a Cretácico Inferior basal, mientras que la de las seis restantes son del Cretácico Inferior.
En la siguiente figura se puede ver esta columna litoestratigráfica, modificada de A. Yébenes:
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| Figura nº 20: Columna estratigráfica del Cretácico de la Sierra Helada (Alicante) |
La descripción (A. Yebenes) de la columna litoestratigráfica es la siguiente:
JC: Calizas blancas con clypeinas (Jurásico Superior terminal a Cretácico Inferior basal; 135-130 Ma).Constituida por más de 50 metros de calizas masivas depositadas en una plataforma somera. Tan sólo afloran en la base de la Serra Gelada (isla Mitjana y Morro de Sant Jordi). Su techo viene marcado por una disconformidad (discontinuidad estratigráfica erosiva) sobre la que se desarrolla un paleokarst y que incluiría a las formaciones Los Villares y Llopis. Este tramo equivaldría a la Formación Sierra del Pozo (las calizas de clipeinas del Portlandiense-Barremiense)
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| Figura nº 21: Las calizas blancas de la Formación Sierra del Pozo (JP) |
C1: Alternancia de margas y calizas con ammonites (Aptiense inferior a superior o Beduliense; 113-110 Ma). Alternancia rítmica de 140 m de espesor, depositada en un ambiente de plataforma externa relativamente profunda. El equivalente de esta Unidad seria la Formación Almadich del Aptiense
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| Figura nº 22: Vista de la Sierra Helada desde el mar, en primer termino las Calizas Blancas jurásicas de la Fm. Sierra del Pozo (JP), detrás las margas grises de la Fm. Almadich (C1) y por encima el Miembro Heladas de la Fm. Seguilí (C2). Morro de Sant Jordi (Alicante) |
C2: Areniscas calcáreas y calcarenitas (Aptiense superior o Gargasiense; 110 Ma). Unidad de más de 200 m de espesor está dominada por areniscas calcáreas y calcarenitas de colores pardo-rojizos, con algunas intercalaciones margosas.
C2: Areniscas calcáreas y calcarenitas (Aptiense superior o Gargasiense; 110 Ma). Unidad de más de 200 m de espesor está dominada por areniscas calcáreas y calcarenitas de colores pardo-rojizos, con algunas intercalaciones margosas.
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| Figura nº 23: Bloque hundido por falla, compuesto por el Miembro Helada y encima las calizas del Miembro Superior calcáreo de la Fm. Seguilí. (Sierra Helada; Alicante). |
Muestran frecuentes estructuras tractivas, como laminación cruzada de gran escala producida por la migración de dunas submarinas («sandwaves») y estructuras sigmoidales.
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| Figura nº 24: laminación cruzada en surco provocada por la migración de una duna sobre el fondo marino (Sierra Helada; Alicante). |
Además de estas estructuras tractivas aparecen estratificaciones cruzadas en espina de pescado (herringbone) que indican influencias mareales.
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| Figura nº 25: Laminaciones cruzadas tipo herring bone. Sierra Helada (Alicante), |
Se depositó en un ambiente de plataforma mixta carbonático-terrígena de alta energía.
C3: Margas y calizas arrecifales (Aptiense superior; 109 Ma). Unidad muy delgada (de 2 a 8 m de espesor) depositada en un ambiente de laguna de baja energía («lagoon») en el que se desarrollaron parches arrecifales de rudistas (ver figura nº 17).
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| Figura nº 26: Calizas muy fosilíferas. Faro del Albir (Sierra Helada: Alicante). |
C4: Calizas con rudistas y ostréidos (Aptiense superior o Clansayesiense; 108 Ma). Constituida por 25 a 40 metros de calizas bioclásticas con abundantes rudistas y grandes ostréidos, depositadas en un ambiente de laguna de baja energía («lagoon»).
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| Figura nº 27: Calizas de condrodontos unos moluscos bivalvos planos parecidos a las actuales pinas o nacras. Formación Seguií o tramo C4. Sierra Helada (Alicante). |
C5: Margas, calizas nodulosas y calcarenitas (Albiense inferior; unos 105 Ma). Unidad de unos 100 m de espesor, depositada en un ambiente de plataforma abierta y que yace en disconformidad (contacto erosivo) sobre la unidad anterior.
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| Figura nº 28: Túnel del camino del Faro de Albir donde se puede ver el contacto entre las Formaciones Seguilí y Sácaras . Tramos C4 y C5. |
C6: Margas y calizas nodulosas fosilíferas (Albiense Medio a Superior; unos 100 Ma). Su espesor supera los 250 m y se depositó también en un ambiente de plataforma abierta.
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| Figura nº 29: Calizas margosas nodulosas de la Formación Sácaras |
En la siguiente figura se puede ver la columna sintética de esta serie estratigráfica (Yébenes at al 2010):
En la siguiente figura se puede ver esta columna interpretada en el acantilado de la Sierra Gelada:
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| Figura nº 30: Foto interpretación de la estratigrafia del acantilado de la Sierra Helada. |
Sobre este sustrato mesozoico se depositaron varias unidades coluviales y eólicas (Fumanal y Yébenes, 1996), de edad pliocena y cuaternaria. Sus materiales cubren los taludes y llegan a adosarse a los cantiles.
Se observa la siguiente sucesión:
Megabrecha. Depósito de 2 a 6 metros de espesor constituido por grandes fragmentos angulosos (de hasta 4 m), procedentes fundamentalmente de la unidad cretácica C2. Se encuentra totalmente cementada y muestra una intensa karstificación. Aflora exclusivamente en el sector de Els Illots y se apoya directamente sobre un paleotalud desarrollado sobre la unidad margosa C1. Arranca de la base del cantil, a unos 200 m de altura, y se extiende hasta 20 m sobre el nivel del mar con una pendiente de unos 34º. Las características sedimentológicas indican que se trata de un depósito de abanico coluvial. No disponemos de datos precisos acerca de su edad, pero por correlación con otros depósitos similares, se atribuye al Plioceno Superior o alPleistoceno Inferior (hace unos 2 Ma).
Brecha rojiza. Depósito poco potente (aunque localmente, en el sector de Els Illots aparece rellenando incisiones de más de diez metros de profundidad que se encajan bajo el nivel del mar), moderadamente cementado y ligeramente arcilloso. Las características sedimentológicas indican que se trata de un depósito de orla coluvial. Se atribuye al Pleistoceno Medio (200.000 años) y es correlacionable con los depósitos del sistema aluvial G4 que aflora en otros puntos de la Serra Gelada.
Abanicos aluviales G4. Aflora en la vertiente noroccidental de la Serra Gelada y en sus márgenes NE y SW. Corresponden a depósitos de abanicos aluviales dominados por flujos de derrubios («debris flows»). A techo muestran una costra calcárea bien desarrollada del Pleistoceno Medio (200.000 años).
Eolianitas. Gran acumulación de arenas eólicas, cuyo volumen total supera los 16 hm3, que aparece sobre el talud del acantilado y llega a adosarse al cantil. Está constituido por dunas rampantes («climbing dunes») que ascienden hasta más de 200 m de altura sobre el nivel del mar. Fumanal y Yébenes (1996) han identificado cinco edificios dunares (gris, blanco, ocre, ocre claro y actual) cuya edad se extiende entre el Pleistoceno Superior (hace unos 100.000 años) y el Holoceno. Las eolianitas del edificio dunar blanco (que son las que ocupan un mayor volumen), muestran espectaculares laminaciones cruzadas.
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| Figura nº 31: Depósitos cuaternarios adosados al acantilado de La Sierra Helada |
En el siguiente cuadro se resumen las estratigrafías de la Sierra Gelada según los diversos autores y publicaciones.
EDAD | VERA | YÉBENES | PT118 | MAGNA | |
ALBIENSE (100,5 Ma) | Sup. |
| C6 |
| Sacaras |
Inf. |
Arroyo Los Anchos | C5 |
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APTIENSE (113,0 Ma) | Clanyasiense | C4, C3 | Seguilí | Arroyo Anchos | |
Gargasiense | C2 | ||||
Beduliense | C1 | Almadich | |||
BARREMIENSE (121,4 Ma) | Sup. |
|
|
| |
Inf. |
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| ||
HAUTERIVIENSE (125,7 Ma) | Sup. | Cerro Lobo- Villares |
|
|
|
Inf. |
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| ||
VALANGINIENSE (136,2 Ma) | Sup. |
|
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| |
Inf. |
Sierra Del Pozo |
|
Sierra Del Pozo |
Sierra Del Pozo | |
BERRIASIENSE (139.8 Ma) | Sup. |
| |||
Inf. |
| ||||
TITONIENSE |
| JC | |||
La correlación entre las estratigrafías del IGME y de Yébenes anteriormente descritas, sería la siguiente:
Yébenes | IGME | ||
C6 | Alternancia de margas y calizas nodulosas | F. Sácaras | Alternancia de margas, calizas nodulosas y areniscas |
C5 | Margas calizas nodulosas y calcarenitas | ||
C4 | Calizas con rudistas y ostreidos | Fm. Seguilí | Calizas de rudistas y corales. |
C3 | Margas y calizas arrecifales | ||
C2 | Areniscas calcáreas y calcarenitas | F. Seguilí Mb. Helada | Areniscas calcáreas y Calcarenitas. |
C1 | Alternancia de margas y calizas. Ammonites | F. Almadich | Alternancia de margas y margas calcáreas |
JC | Calizas blancas | Fm. Sierra del Pozo | Calizas blancas con clypeinas. |
L. Vilas et al, en el Libro del Cretácico de España, consideran que durante el Cretácico Inferior la Placa Ibérica comenzó a conformarse y que, en respuesta a la apertura del Atlántico Norte, sufrió una extensión cortical en todos sus márgenes produciéndose la individualización de la actual Zona Prebética en relación a la placa Ibérica. Este período comenzó con la fracturación (rifting) de la plataforma carbonatada jurásica y la llegada a la cuenca del primer flujo terrígeno importante, y su edad abarca desde el Berriasiense medio-superior hasta la parte inferior del Albiense superior. En la siguiente figurase puede ver la configuración paleogeográfica de la Península Ibérica durante el Cretácico Inferior:
Como consecuencia durante el Cretácico Inferior hay una alternancia de períodos con altas tasas de sedimentación con interrupciones sedimentarias y cambios laterales de espesor, en una tectónica extensional con rotación de bloques y génesis de semigrábenes. Las interrupciones regionales mayores, separan episodios sedimentarios con paleogeografías y evoluciones diferentes. La Unidad morfoestructural Jijona-Aspe-Alicante se localiza en el Dominio con continuidad sedimentaria Jurásico-Cretácico (o subsidente) también conocido Prebético Interno, con registro sedimentario continuo durante dicho período, aunque localmente presenta hiatos.
Se diferencian cinco episodios sedimentarios:
El Episodio K1 se corresponde con la etapa de fracturación de la plataforma carbonatada finijurásica. Su límite inferior se sitúa en la parte alta del Berriasiense medio o ya en el Berriasiense superior, según las zonas; se caracteriza por la llegada del primer flujo terrígeno importante. Su límite superior se localiza en la discontinuidad Valanginiense inferior-superior. Consta de dos grandes secuencias: la inferior (Berriasiense superior), con grandes y bruscos cambios de espesor, terrígena en la base y con desarrollo de una plataforma carbonatada a techo y la superior, de espesores más homogéneos, expansiva respecto a la inferior, que evoluciona de terrígenos en la base a una plataforma carbonatada agitada. Estos materiales son la Formación Serpis (Vilas et al., 1998) y se correlacionan con el Miembro superior de la Formación Sierra del Pozo.
En el Episodio K2 la sedimentación se reanuda después del anegamiento (drowning) que inundó la plataforma carbonatada en la totalidad del Dominio sedimentario subsidente. El límite superior en las zonas proximales se marca por un importante flujo de terrígenos en el Hauteriviense superior: las facies dominantes, margas y calizas de plataforma externa, forman tres secuencias de somerización, expansivas hacia el continente sobre la anterior, y terminan siempre con facies bioconstruidas. Componen la Formación Sierra Larga (Vilas et al., 1998) y se correlacionan con la Formación Cerro Lobo. En Alicante forman parte de la Formación Oliva (Vilas et al., 1998) o de la Formación Los Villares (Ruiz-Ortiz, 1980).
El Episodio K3 presenta dos conjuntos de facies: uno proximal con margas de carofitas, lignitos y pasadas de calizas someras que terminan en una plataforma carbonatada con abundantes requiénidos, y otro distal con margas con ammonites y pelagitas, sin que se vean términos intermedios a causa de la tectónica compresiva posterior. Su límite inferior varia desde Hauteriviense terminal al Barremiense inferior y el límite superior se sitúa dentro del Barremiense superior. Durante la interrupción basal comienza la extensión tectónica en el Dominio septentrional no subsidente con registro sedimentario lacustre de forma localizada (Formación La Huérguina, Vilas et al., 1982). En la zona de Cazorla estos materiales se incluyen en la Formación Arroyo de los Anchos (García-Hernández et al., 1982). En las zonas proximales de Murcia y Sur de Valencia componen la Formación Xaraco (Vilas et al., 1998) y en las zonas más meridionales están incluidos en la Formación Los Villares o en la Formación Oliva, salvo la plataforma somera del techo del episodio que pertenece al Miembro inferior de la Formación Llopis (Castro, 1998) en la región de Sierra Mariola
En el Episodio K4 se desarrollan las plataformas carbonatadas urgonianas, con abundancia y biodiversidad de rudistas, foraminíferos bentónicos y algas dasycladaceas en la plataforma protegida, así como corales y margas con ammonites en la plataforma abierta y zonas más distales. Su límite inferior siempre está dentro del Aptiense basal; el superior es una discontinuidad en la que falta parte del Clansayesiense (Aptiense superior) y el Albiense basal, salvo en Sierra Helada (Alicante) donde hay continuidad sedimentaria. La sedimentación marina sobrepasa por primera vez el límite entre los dominios subsidente y no subsidente, llegando a conectar con la cuenca Ibérica. Se reconocen numerosos cambios en la posición de la línea de costa, formando los materiales en su conjunto tres grandes secuencias; pertenecen a parte de la Formación Arroyo de los Anchos en la Sierra del Segura y a la Formación Caroch (Vilas et al., 1982) en Albacete-Murcia. En la zona norte de Alicante y puntualmente al S de Jumilla (Sopalmo), las calizas someras representadas por las Formaciones Llopis (Bedouliense inferior) y Seguilí (Aptiense superior) presentan una intercalación de margas con ammonites (Formación Almadich; Castro, 1998); esta unidad llega a abarcar, en las partes más meridionales desde el Barremiense superior hasta el Clansayesiense inferior.
El Episodio K5 se caracteriza por sus cambios de espesores y de facies, desde sedimentación continental terrígena, litoral con lignitos, plataforma mixta, hasta sedimentación pelágica con ammonites. Abarca desde el Albiense basal hasta la parte inferior del Albiense superior. Los sedimentos de este episodio están incluidos en la Formación Sácaras (Vilas et al., 1982) excepto la zona de sedimentación pelágica que forma parte de la Formación Represa (Van Veen, 1969).
ESTRUCTURA TECTÓNICA.
La Provincia de Alicante se caracteriza por la existencia de cuencas sedimentarias afectadas por una intensa deformación y rellenas por materiales de edad reciente (Tortoniense a Cuaternario). Estos accidentes pueden presentar saltos verticales de cientos y hasta miles de metros y parte de ellos se han producido en el Cuaternario.
El estudio de las fracturas de orden regional pone de manifiesto la existencia de varios sistemas de importancia regional que llegan a afectar a grandes extensiones de la Provincia:
a)-Un Sistema de dirección N 60 a E-W, que a su vez está dividido en dos subsistemas: uno de dirección N 60-70 y otro prácticamente E-W. Al primero pertenecen los accidentes de Cádiz-Alicante, Onteniente- Gandía y Castalla-Denia.
b).-Un Sistema de fallas NW-SE, también subdivisible en dos subsistemas: El primero, de dirección N 110-120, son fallas que actúan como sinistrorsas y conjugadas con el sistema anterior frente a compresiones de dirección E-W, funcionamiento que se invierte frente a compresiones N-S. A este grupo pertenecen el accidente Elche-Jumilla y el de Socovos, cuya prolongación alcanza el área de Torrevieja-Guardamar. El segundo subsistema es de dirección N 135-150, al que pertenecen corresponden el accidente del Medio Segura, las fallas de San Miguel de Salinas y asociadas, el accidente del Vinalopó y el de Bernia. Estas fallas de dirección N 135-150 son conjugadas con el sistema NE-SW. Parece ser que tuvieron una actividad relativamente reciente. Al mismo corresponden la falla de Alhama, las asociadas al accidente del Guadalentín-Serra Gelada, así́ como las fallas ligadas al extremo occidental del accidente Jumilla-Valdigna. Estas fallas debieron de actuar durante el Plioceno superior y el Pleistoceno.
En resumen, las deformaciones producidas desde el Tortoniense a la actualidad parecen ser debidas más a distensiones que a compresiones pues los saltos verticales son siempre mucho más patentes que los horizontales. Estos movimientos compresivos y distensivos corresponden, respectivamente, a aceleraciones y desaceleraciones del acercamiento África-Iberia y a movimientos E-W. Además, en numerosos casos la distención actúa de forma perpendicular a los esfuerzos compresivos. Los accidentes recientes tienen carácter polifásico, por lo que es corriente observar en un mismo plano de falla microestructuras que denotan esfuerzos verticales y horizontales.
Por su parte C. Sanz de Galdeano menciona tres sistemas de fracturación en la Cordillera Bética:
1.- Sistema N 70 E.
2.- Sistema N120-150 E o N 30-60 W.
y 3.- Sistema N 10-30 E.
Las fracturas más importantes corresponden al sistema N 70 E entre ellas la línea de contacto entre las zonas Externas e Internas, el accidente Cádiz – Alicante, el accidente Játiva-Alcaraz.
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| Figura nº 32: Principales fallas de la Provincia de Alicante. |
Estructura tectónica de Sierra Helada:
La Sierra Gelada corresponde a un bloque levantado tectónicamente que en planta tiene una morfología rectangular alargada en dirección NE-SW y por lo tanto de dirección estructural Bética. Este bloque está limitado por cuatro grandes fallas. Así, su margen SE, que coincide con el acantilado principal de la Sierra, corresponde aproximadamente a una zona de falla, sísmicamente activa, que discurre paralelamente a la costa. El margen Noreste queda definido por otra falla que pone en contacto el Cretácico Inferior de la Serra Gelada con el Cretácico terminal Paleógeno de la depresión Benidorm-l’Albir. Esta falla también lleva asociada una cierta sismicidad. Las bruscas terminaciones del relieve, en los márgenes SW y NE, sugieren también un control tectónico ligado a fallas de dirección N120ºE, responsables de la subsidencia de las bahías de Altea (al NE) y Benidorm (al SW).
La estructura general es monoclinal, con estratificación de dirección N50ºE y buzamiento de 20 a 35º hacia el NW, tal como se puede ver en la siguiente imagen:
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| Figura nº 33: La Sierra Helada vista desde el sur. Se aprecia su estructura homoclinal inclinada hacia el oeste. |
En la Sierra Gelada se han detectado dos alineaciones de epicentros sísmicos relacionadas con las fracturas de dirección SW-NE que la limitan y se pueden ver en la siguiente figura:
La falla de Sierra Gelada se correspondería con la línea submarina de fractura situada a corta distancia de la costa de Alicante y en la que se han identificado varios focos sísmicos submarinos (Villajoyosa, Alicante, Santa Pola y Tabarca), se trata de sismos débiles, pero frecuentes. El trazado de la línea sismotectónica queda fijado por los siguientes accidentes geológicos: brecha del Mascarat, costa rectilínea de Altea, falla de Sierra Gelada, islote de Benidorm, núcleos sísmicos de Villajoyosa y Alicante, fractura del Cabo de las Huertas y la fosa entre el Cabo de Santa Pola y el islote de Tabarca.
Así pues, la Sierra Gelada puede considerarse como un relieve estructural asimétrico, limitado por fallas.
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| Figura nº 35: Sistema de fracturas de la Sierra Helada (Alicante) |
Además, de las fallas principales que limitan Serra Gelada, todo el relieve carbonatado está afectado por varias fallas normales cuyos saltos oscilan entre unos pocos centímetros y más de un centenar de metros. La gran mayoría de planos de falla, de geometría planar, son de alto ángulo, si bien en las intercalaciones margosas se producen los habituales fenómenos de refracción. A lo largo del acantilado se observan varias fallas entre las que destacan la falla de la punta de Les Caletes y la de la Punta Bombarda, ambas próximas a los extremos de la sierra, con saltos verticales de unos 150 y 170 m respectivamente.
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| Figura nº 36: Salto de la Falla de Punta Bombarda (Sierra Helada; Alicante) |
Otras fallas normales destacadas son la de Els Illots, con 60 m de salto y la del Banc de Ribes, con 80 m de salto. Es importante destacar que las dos fallas con mayor salto (Punta de les Caletes y Punta Bombarda) están selladas por depósitos de abanicos aluviales pertenecientes al sistema aluvial G4 del Pleistoceno Medio. Además, a lo largo de todo el acantilado existen bandas multifracturadas en los sectores inmediatos a las fallas más importantes, de varias decenas de metros de anchura, en las que aparecen numerosas fallas normales de salto métrico y decamétrico.
LABORES MINERAS EN EL ALBIR.
En las proximidades de la Caleta de les Mines en el camino al Faro de L’Albir se localizan las instalaciones de una mina de ocre compuestas por los restos de unas construcciones, incluido un embarcadero cerca de la playa, las pilastras de un plano inclinado que servía para bajar el mineral desde la mina hasta el embarcadero desde donde llevaba en barcazas hasta los barcos, anclados en la bahía, para su exportación.
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| Figura nº 37: Caleta de la Mina y Cabo Estufador (Sierra Helada; Alicante) |
La mina está situada en el término municipal de Alfas del Pi siendo las coordenadas de la mina:
X= 756,874
Y= 4.272.428
Z= 60 msnm.
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| Figura nº 38: Mapa Topográfico con la situación de las minas de ocre. Sierra Helada. |
La principal de las labores mineras se puede reconocer desde el camino que conduce al faro de L´Albir donde destacan, en la ladera de un pequeño barranco, por el llamativo color rojo de las escombreras con mineral de ocre. También hay otras explotaciones más pequeñas en el barranco que discurre inmediatamente al oeste, tal como se puede ver en el mapa de la figura anterior.
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| Figura nº 39: las minas de ocre vistas desde el camino al faro (Sierra Helada) |
La mina se localiza en la confluencia de dos barrancos está compuesta por una serie de oquedades y galerías poco profundas de donde se extraía el mineral de ocre rojo. El mineral se encuentra en calizas muy fracturadas y karstificadas que corresponden al miembro superior carbonatado de la Formación Seguili o tramo C4 de la estratigrafía de Yébenes.
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| Figura nº 40: Bocamina en calizas masivas, con rudistas y muy carstificadas de la Formación Seguilí o tramo C4. |
Las primeras labores mineras en Serra Gelada fueron realizadas por los fenicios y, posteriormente, por los romanos. En tiempos modernos esta mina (Mina San Francisco) comenzó a explotarse a finales de los años 40 del siglo XX, manteniéndose su explotación, muy rudimentaria y artesanal, hasta finales de los 70.
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| Figura nº 41: Pilastras de mampostería sobre las que se apoyaba el plano inclinado que llevaba el mineral de la mina al embarcadero. Sierra Helada. |
Su laboreo estuvo dedicado a la obtención de ocres que se destinaban a diversas fábricas de pigmentos y colorantes. El ocre ha sido utilizado como colorante y pigmento desde la prehistoria (en las pinturas rupestres de Altamira y Lascaux y como pigmento corporal) y en las antiguas civilizaciones (por ej. Egipto y Grecia) como colorante para alfarería y pinturas.
A mediados del siglo XIX Don José Oriol Ronquillo describía el ocre de la siguiente manera: Sustancia arcillosa colorada, lo más ordinariamente en amarillo, a menudo rojo y a veces en pardo por una cierta cantidad de peróxido o de hidróxido de hierro. El ocre rojo está compuesto de arcilla y oligisto, el ocre amarillo y el pardo están formados de arcillas y limolita.
En esta mina existe un predominio de ocres rojos sobre los de otras tonalidades. La denominación genérica “ocres” (del latín ochra) corresponde a mezclas de óxidos y/ o hidróxidos de hierro con arcillas. Puede considerarse al ocre rojo como la variedad terrosa roja de la hematites (Fe2 O3), mientras que el ocre amarillo, comúnmente denominado limonita (FeO·OH. nH2O), es una variedad terrosa, aparentemente amorfa e hidratada, de color y raya amarillenta compuesta por hidróxidos de hierro (goetita y lepidocrocita) e impurezas.
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| Figura nº 42: Mineral de ocre rojo en el que aun quedan restos de goetita de color negro. Minas del Albir, Sierra Helada (Alicante). |
Geológicamente, los ocres son depósitos secundarios que pueden aparecer constituyendo el suelo, o como capas superficiales y altamente oxidadas de menas de algún mineral impregnadas con una sustancia pigmentada de aquel, por lo general, esas sustancias son óxidos o hidróxidos de hierro. El diminuto tamaño de las partículas pigmentadas del ocre permite pulverizarlo hasta un grado muy fino sin que pierda su color.
El óxido y el hidróxido de hierro están presentes en la mayoría de los ocres asociados a menas de hierro y de cobre que constituyen los depósitos primarios. Los depósitos secundarios, que son los suelos ricos en óxido e hidróxido de hierro, pueden cubrir grandes extensiones, pero el ocre que contienen suele ser menos puro. También las aguas subterráneas ricas en hierro pueden dar lugar a la formación de ocre al filtrarse hacia humedales, lagos y cursos de agua efímeros.
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| Figura nº 43: Oligisto terroso. |
El Rojo de ocre, conocido como almagra o almazarrón, es una tierra de un tinte o color más o menos subido que se emplea en pintura para hermosear los ladrillos de las habitaciones. A la que se vende ordinariamente en el comercio como ocre rojo se le ha dado un matiz conveniente calcinándola en un crisol tapado, durante esta operación el fuego se aumenta gradualmente y después de concluida la lava la tierra con mucha agua. Esta tierra para ser de buena calidad debe de ser limpia, frágil y de color subido.
Las labores se disponen a favor de fracturas que forman parte de un sistema de fallas directas de dirección prácticamente N-S y que ocasionan uno de los escalones que forman el acantilado del Cabo de L´Estufador (Fallas de LÁlbir y de Punta Bombarda). Estas fallas ocasionan el afloramiento de las calizas con orbitolinas y rudistas de la Formación Seguilí (C4) en las que arman los depósitos de ocres producto de la alteración de minerales de óxidos de Fe.
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| Figura nº 44: Mineras de He (hematies y oligisto) alterado a ocre rojo. Punta del Albir. |
Los minerales se encuentran rellenando fracturas que forman un entramado, más o menos irregular, de vetas mineralizados de hierro alterado a ocre rojo.
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| Figura nº 45: Mapa geológico esquemático con la posición de las principales fracturas y de las mineralizaciones de ocre. |
El mineral de Fe y ocre se encuentra en filones subverticales, de formas irregulares y grosor decimétrico, formados por hematites (oligisto) muy alterado a ocre terroso rojo, tal como se observa en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 46: Veta de mineral de hierro, muy alterado, atravesando subverticalmente un nivel de calizas (camino al Faro del Albir; Sierra Helada). |
Las vetas mineralizadas pueden presentarse en forma de un denso entramado, sustituyendo en gran parte a las calizas que las hospedan:
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| Figura nº:47 Masas de mineral de Fe (hematítes y oligisto) alteradas a ocre, emplazadas en calizas de la Formacion Seguilí (Camino del Faro del Albir; Sierra Helada). |
En las calizas intensamente karstificadas que aparecen en el fondo de los valles se acumulan en grandes bolsadas que han sido objeto de aprovechamiento minero, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 48: Mineralizaron de ocre aprovechada mediante una excavación poco profunda. Minas del Albir (Sierra Helada). |
Según algunos autores (A. Yébenes en Geolodia 08) Estos yacimientos se formaron a partir de las sustancias, principalmente hierro, disueltas en el agua que circularon por las fracturas de la roca hasta precipitar en ellas. Pero también cabe la posibilidad que el ocre se formara por la alteración de los filones de mineral de Fe (hematites u oligisto) y que se acumularan en niveles carbonatados carstificados inferiores, posiblemente por la circulación de aguas subterráneas, tal como parece indicar el depósito de ocre cubierto de una gruesa cubierta de calcita que se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 49: Mineral de ocre cubierto por un deposito de calcita carstica. |
RESUMEN:
La ruta que lleva desde Altea al faro del Albir es un fácil y agradable paseo a la orilla del Mediterráneo en una de sus zonas más turísticas y a la vez un geositio de gran interés estratigráfico y mineralógico.
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| Figura nº 50: Camino al Faro del Albir recorriendo casi completa la Formación Seguilí (Miembros Helada y Superior). Se pueden apreciar todo un abanicos de estructuras sedimentarias (Sierra Helada: Alicante). |
La disposición geológica permite que a lo largo de esta ruta se pueda acceder a un perfil completo de la Formación Seguilí del Aptiense.
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| Figura nº 51: Perfil geologico de la Sierra Helada (Alicante). |
La excelente exposición geológica se completa con la existencia de un conjunto minero dedicado a la extracción de ocre, conjunto de fácil visita por la proximidad de las minas al camino y la presencia de filones de mineral en la misma ruta.
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| Figura nº : Masa mineralizada y pequeña galería (Minas de El Albir). |
BIBLIOGRAFIA:
La Formación Almadich en la Sierra de Mariola: caracterización litológica, bioestratigráfica, geoquímica y mineralógica (Aptiense inferior, Cordillera Bética, Alicante). J.M.Castro et al. 2014.
La Formación Sácaras (Albiense p. p.) en el Prebético de Alicante. J. M. Castro, et al.2004.
El Cretácico de España (J.A. Vera, 1982).
Itinerario Sierra Helada – Sierra Cortina. J.A. Marco Molina et al. 2022.
Hoja 848 (Benidorm) del MAGNA (IGME).
IELIG PT 118 Sierra Gelada.
Development of carbonate platforms on an extensional (rifted) margin: the Valanginian–Albian record of the Prebetic of Alicante (SE Spain). J.M. Castro* et al. (2008)
