miércoles, 10 de enero de 2018

GEOLOGIA DEL PARQUE NATURAL DEL MONTGÓ (DENIA)



La Sierra del Montgó es la mas oriental de las que componen la Cordillera Bética una alineación montañosa que se extiende desde el Golfo de Cádiz hasta El Cabo de San Antonio en Denia que se formó durante el Plegamiento Alpino y forma parte del conjunto de cadenas montañosas que rodean el Mediterráneo Occidental (Orógeno Alpino Perimediterráneo Occidental). En la ortofoto de la siguiente figura se puede ver una vista de esta Cordillera de Este a Oeste:


Figura nº 1: La Cordillera Bética vista desde el Este hacia el Oeste
Figura nº 2: Mapa de Relieve (Terrasit)
La Sierra del Montgó se presenta aislada, sin conexión aparente con otros relieves próximos (Sierras de Castell de La Solana y Segaria) de los que esta separada por los valles de los ríos Girona y Gorgos. De forma alargada en dirección Oeste–Este, la Sierra tiene una longitud de 12,5 kilómetros (entre Benimaquia y el Cabo de San Antonio) y una anchura media de 1,7 kilómetros. Por su proximidad al mar y su altura (750 m.s.n.m.) destaca sobremanera en el paisaje marcando el hito geográfico más importante de la zona. 


Geomorfológicamente el Montgó destaca por lo abrupto de sus relieves dominados por todos sus lados por acantilados verticales, siendo otra de sus señas de identidad la presencia en su tercio oriental  de una rasa litoral elevada 150 metros sobre el mar (planas de Justa y Sant Jeromi). En sus  vertientes oriental, septentrional y meridional la Sierra presenta escarpes verticales de mas de 100 metros de altura que enlazan con los valles adyacentes mediante laderas de fuertes pendientes, surcadas por profundos barrancos (ver fotografía de la figura nº 3). Hacia el Oeste el terreno no es tan abrupto y desciende paulatinamente hasta los llanos cuaternarios de La Xara – Ondara.



Figura nº 3: Orografia de las laderas del Montgó 



En la siguiente imagen se puede ver la ortofoto en 3 D de la Sierra vista desde su parte occidental. Queda patente su forma alargada y ligeramente sinuosa que se adentra en el mar y el aislamiento de la Sierra respecto a otros relieves próximos:   

Figura nº 4: La Sierra del Montgó vista de Oeste a Este. 
El Parque Natural del Montgó, declarado como tal en el año 1.987, tiene una extensión de 2.117 ha, ampliadas hasta 7.500 en el Plan de Ordenación de los Recursos Naturales y complementadas con la creación de la Reserva de los Fondos Marinos del Cabo San Antonio. El Parque Natural se extiende por los municipal de Denia y Jávea, mientras que el PORN se extiende además a Gata de Gorgos, Pedreguer y Ondara.

Sobre el Parque Natural hay mucha bibliografía, pero ninguna descripción geológica del mismo, por ello y para enmendar en parte esta falta, me decido a publicar este post.

MARCO GEOLOGICO:

De las tres grandes unidades en que se divide la Cordillera Bética: Zonas Externas, Zonas Internas y Campo de Gibraltar, la Sierra del Montgó se localiza en las Zonas Externas Béticas que afloran al Sur y SE del Macizo Ibérico, extendiéndose desde el Golfo de Cádiz hasta la Provincia de Alicante (ver figura nº 5). Las Zonas Externas están constituidas por rocas sedimentarias cuya edad va del Triásico al Mioceno Superior y que se depositaron en el margen continental de la microplaca ibérica.

Estas Zonas Externas se dividen, basándose en sus rasgos estratigráficos y grado de deformación, en dos grandes dominios tectono-sedimentarios: el Prebético y el Subbético. Las sucesiones sedimentarias están fuertemente deformadas pero debido a que esta deformación tuvo lugar a niveles muy poco profundos de la corteza no están afectados por ningún metamorfismo. 

En la siguiente figura se puede ver un croquis con estas divisiones en Unidades y su distribución a lo largo de la Cordillera:

Figura nº 5: División estructural de la Cordillera Bética (Fuente: Granada Natural).
El Prebético o Zona Prebética es la unidad más septentrional y la que presenta un grado de deformación más bajo. Se caracteriza por presentar formaciones del Triásico, Jurásico, Cretácico y Terciario. Estos sedimentos que están plegados y despejados de su basamento prealpino, y en ellos predominan los depósitos sedimentarios de medios marinos someros con episodios de costeros, que fueron depositados en el borde suroriental del antiguo continente de Iberia, la sedimentación fue análoga a la de los dominios adyacentes por lo que el limite entre las Cordilleras Ibérica y Bética se establece a partir de criterios exclusivamente estructurales como el cambio de dirección de los pliegues.

El Subbético que es la unidad más meridional, esta desplazado hacia el Norte cabalgando ampliamente al Prebético y se caracteriza por sus sedimentos de ambientes marinos más profundos (pelágicos).


Figura nº 6: Reconstrucción paleogeográfica
En la imagen de la figura de la derecha se puede ver una reconstrucción paleogeografía del Mediterráneo Occidental durante el Mioceno Inferior con los ambientes sedimentarios en el paleomargen subibérico (Zonas Externas) y en el paleomargen mesomediterráneo (Zonas Internas), separados por el Surco de los Flyschs donde se acumulaban grandes espesores de sedimentos pelágicos (margas y margocalizas) y turbiditas.

El Prebético se divide en dos unidades tectónicas: un Prebético Externo que corresponde a las zonas más próximas de la Cordillera Ibérica y un Prebético Interno o de Alicante , ambas unidades están separadas por la llamada “Franja Anómala” un accidente sinsedimentario, de gran continuidad lateral, que se caracteriza por la no sedimentación de una parte del Cretácico Superior y del Paleógeno. 

Esta franja ha sido interpretada como el limite meridional de la plataforma submareal del Cretácico Superior, plataforma que hacia el Sur se abre a una cuenca marina más profunda pasando de un medio de  talud a uno de rampa. Esta franja se extiende en dirección NE-SW desde Denia hasta Cieza pasando por Alcoy.

Figura nº 7: Interpretación ambiental de las facies sedimentarias durante el Cretácico inferior.
Dentro del Prebético la Sierra del Montgó se encuentra dentro de una Unidad Morfoestructural: Prebético de Onteniente–Denia que se caracteriza por la presencia de importantes Sierras separadas por valles planos con relleno cuaternario. Destacan los pliegues antiformales de dirección SW-NE que se desarrollan preferentemente en materiales cretácicos y con fallas inversas desarrolladas en su lado septentrional. Hacia el Este, donde la sedimentación marina es mas abierta, la deformación tectónica es mayor. El limite septentrional de esta Unidad Morfoestructural es la Cordillera Ibérica de la que esta separada por el conocido como “Corredor de Xátiva”.

El levantamiento de la Cordillera Bética y la deformación de los materiales se desarrollo fundamentalmente durante el Mioceno en el periodo comprendido entre los 22,5 Ma y los 9 Ma. (Aquitaniense Superior-Tortoniense Inferior). El empuje que produjo estas estructuras se originó por la colisión entre los materiales del Dominio Ibérico (Zonas externas) y los del Dominio de Alborán (Zonas internas), durante la orogénesis o formación de la Cordillera Bética.

Desde el punto de vista tectónico el Prebético Externo esta constituido por una serie de escamas fuertemente imbricadas que desde el punto de vista paleogeográfico corresponde a la parte mas septentrional y cercana al Continente ibérico, de una cuenca sedimentaria deformada y muy acortada en la que faltan el Jurásico terminal y gran parte del Cretácico Inferior. Por el contrario el Prebético Interno presenta un estilo estructural bastante diferente con cabalgamientos subordinados a los de grandes pliegues y series estratigráficas mesozoicas y cenozoicas más completas en las que destaca el gran desarrollo de las formaciones del Cretácico depositadas en ambientes más distales.

La Zona Prebética ha sufrido tres etapas de deformación importantes. En una primera etapa se produjo la fragmentación de la plataforma marina somera que en el Jurásico Inferior se situaba en lo que entonces era el margen continental meridional de la placa ibérica. Se  produjo un proceso de riftin con una profundización de la cuenca marina, especialmente en el Prebético Externo en donde se acumularon grandes espesores de sedimentos durante el Jurásico medio y el Cretácico superior.
La segunda etapa comenzó en el Mioceno Medio y consistió en una etapa de compresión ocasionada por la ya mencionada colisión entre las Zonas Internas y las Zonas Externas que durante el Mioceno Superior (Tortoniense) origino las grandes estructuras tectónicas (pliegues, fallas de desgarre y cabalgamientos).
La tercera etapa que abarca desde el Tortoniense a la actualidad, es una etapa de descompresión que ocasiona gran cantidad de fallas de normales y la estructuración geológica actual.
En la siguiente imagen se puede ver como se forman estas estructuras geológicas, típicas de la Orogenia Alpina, por un empuje lateral (colisión continental) y despegue a favor de las margas yesíferas triásicas con posterior apilamiento de pliegues de flanco fallado.
Figura nº 8: Genesis de las estructuras geológicas prebéticas

En la siguiente imagen se puede ver como se forman estas estructuras geológicas, típicas de la Orogenia Alpina, por un empuje lateral (colisión continental) y despegue a favor de las margas yesíferas triásicas con posterior apilamiento de pliegues de flanco fallado.
ESTRUCTURA GEOLOGICA DE LA SIERRA DEL MONTGO:

La Sierra del Montgó presenta una alineación prácticamente de Oeste al Este anómala respecto a la directriz prebética (SW – NE) y mas parecida a las orientaciones de las Sierras de Aixorta y de Bernia. Este giro respecto a la directriz principal, muy marcado en la estructura de las Cumbres del Sol (Benitachel), estaría ocasionado por la interferencia de las directrices béticas con las directrices ibéricas. 

La Sierra del Montgó es un suave pliegue sinclinal de dirección aproximada Oeste – Este que en el Cabo de San Antonio es cortado abruptamente por una falla de dirección Norte – Sur, fractura que debe de ser muy importante pues ocasiona un cambio de facies en las formaciones del Cretácico Superior haciendo que este se presente más margoso. En la fotografía de la siguiente figura se puede ver esta estructura sinclinal:

Figura nº  9: El Sinclinal del Montgó visto desde el Este.
La estructura sinclinal también se puede apreciar en la parte mas alta de la Cresta del Montgó, mirando desde el Oeste (Ondara) tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía: 
Figura nº 10: Estructura sinclinal del Montgó vista desde Ondara.
Salvo algunas fallas que afectan al escarpe en la Sierra del Montgó y escasos pliegues parasitos no se observan mas estructuras tectónicas de interés.

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico del IGME de la Sierra del Montgó. Se observa como toda la Sierra esta formada por terrenos cretácicos (colores verdes) rodeados por terrenos terciario (colores amarillos) y cuaternarios (colores grises)

Figura nº 11: Mapa Geológico (visor del IGME)
ESTRATIGRAFIA:

Los materiales mas antiguos que aparecen en el área de la Sierra del Montgó corresponden a las arcillas abigarradas de la facies Keuper que afloran en Ondara y parecen asociadas a la depresión del Río Girona. Aunque los afloramientos son muy malos se trata de las típicas facies de arcillas abigarradas con yesos que en Ondara podrían estar en contacto con el Cretácico Superior (Formación Jaén).

En la Sierra del Montgó no llegan a aflorar materiales Jurásico siendo los materiales mas antiguos del Cretácico Inferior. A continuación describiré estos materiales en base a los datos del IGME y observaciones propias.

El Jurásico no llega a aflorar en toda la Marina Alta y el afloramiento mas próximo se encuentra en el Puig Campana (Finestrat) donde esta compuesto por 500 metros de calizas grises, micríticas, en bancos métricos, con Clypeinas. Encima de estas calizas aparecen areniscas y calcarenitas amarillentas y calizas oolíticas con Trocholinas ya claramente cretácicas (Berriasiense). Estos terrenos se adscriben a la Formación Sierra del Pozo del Kimmeridgiense-Campaniense

En el sondeo “Els Miralbons” en Jesús Pobre he encontrado debajo de las margas del Cretácico inferior un total de 250 metros de calizas negras con numerosas vetas de calcita blanca que hacia el muro presentan intercalaciones de margas oscuras. No las he podido datar por la ausencia de fósiles.

En el siguiente perfil se puede ver un esquema de la distribución estratigráfica en el Prebético de Alicante: 


Figura nº 12: Perfil estratigráfico del Prebético.
De muro a techo tenemos las siguientes formaciones:

Cretácico Inferior (Pre-Barremiense-Cenomaniense Inferior):

Formación Cerro Lobo (Berriasiense-Hauteriviense): Margas grises y margocalizas.

Se trata de una formación eminentemente margosa que hacia el techo presenta intercalaciones cada vez mas frecuentes de cuerpos bioclásticos y arrecifales. Se trata de facies de plataforma externa con algunos aportes de detríticos procedentes del continente. 


Figura nº 13: Ammonite de Oliva
Están formadas por margas grises y margas limolíticas  con frecuentes nódulos de hierro y fósiles piritizados (ammonites, gasterópodos, etc…) con biocalcarenitas ricas en micas y glauconita. En la siguiente fotografía se pueden ver uno pequeños ammonites piritizados que aparecen en el Neocomiense de Oliva.

En la fotografía de la siguiente imagen se puede ver el aspecto de estas margas en Jesús Pobre donde aparecen como margas grises con margocalizas con abundante hierro sedimentario. En este lugar, al contrario que en Oliva, escasean los fósiles y solo se pueden ver algunos fragmentos mal conservados.


Figura nº 14: afloramiento de margas y calizas cargosas en Jesus Pobre.
Formación Los Villares: Margas grises con calizas de ostreidos y orbitolinas.

Sobre las margas grises se sitúa un conjunto de 200 metros de espesor compuestos por calizas bioclásticas y arrecifales con acumulaciones de conchas de ostreidos. Los cuerpos arrecifales corresponden a bioconstrucciones coralinas y de conchas de moluscos que pasan lateralmente a barras bioclásticas. Aparecen algunos finos interestratos margosos de tonos grises. Este conjunto tiene una edad Pre-Barremiense-Aptiense Inferior.


En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas calizas en los Molinos de Jesús Pobre.
Figura nº 15: Calizas del Tossal dels Molins de Jesus Pobre.
En la cartografía digital del visor del IGME los terrenos mas antiguos del Montgó corresponden a calcarenitas, areniscas ferruginosas, margocalizas y margas grises que afloran en Jesús Pobre y se asignan a la Formación Los Villares y al Miembro Superior de la Formación Sierra del Pozo (Berriasiense-Hauteriviense) sobre los que se sitúan las calizas, calcarenitas, calizas bioclásticas, margas arenosas y  dolomías del tramo superior de la Formación Arroyo los Anchos (incluyendo al Miembro Buseo de la Formación Caroche) del Aptiense Albiense.

Formación Arroyo los Anchos: Calizas arrecifales con margas nodulosas y calizas de ostreidos y orbitolinas.


Figura nº 16: Orbitolina concava
Esta formada por 200 metros de barras en capas o bancos gruesos intrabioclásticas y barras oolíticas de tonos ocres y amarillentos que alternan con finas pasadas margosas de tonos grises con muchas orbitolinas como el ejemplar de Orbitolina concava como el ejemplar que se puede ver en la fotografía de la derecha recolectado en Jávea. 

Se depositaron en ambientes de alta energía con aportes siliciclásticos procedentes del continente que evolucionan hacia ambientes mas someros de inter a supramareales con formación de barras de ostreidos y arrecifes de corales como se puede ver en la siguiente fotografía:


Figura nº 17: Caliza fosilífera (ostreidos)
En la siguiente fotografía (Figura nº 18) se puede ver el aspecto que presentan en el campo las calizas arrecifales y calizas de ostreidos en el Barranco Fondo (Jávea).

Figura nº 18: Calizas grises fosilíferas en el Barranco Fondo.
En la cartografía digital del IGME este tipo de terrenos que aparecen aflorando ampliamente por las laderas de la Sierra del Montgó se asignan al Miembro Superior de la Formación Arroyo los Anchos del AlbienseCenomaniense Inferior.


Figura nº 19: La Cala Tangó en el Cabo de San Antonio (Javea). Formación Arroyo Los Anchos.
En el siguiente cuadro he realizado un resumen  de la estratigrafía del Cretácico Inferior en el Prebético de Alicante:


Cretácico superior (Cenomaniense-Maastrichtiense):

El paso del Cretácico Inferior al Cretácico Superior viene marcado por un brusco cambio en la litología y por lo tanto también en la geomorfología apareciendo como un fuerte resalte en aquellos relieves en los que aparece la serie cretácica completa. En la siguiente fotografía se puede ver este contacto en el escarpe del lado septentrional del Montgó y como las calizas y margas interstratificadas de la Formación Arroyo los Anchos pasan de forma brusca a calizas masivas.

Figura nº 20: Contacto Cretácico Inferior - Cretácico Superior (Cueva del Agua; Denia) 
Formación Jaén: Calizas, calizas dolomíticas y dolomías.

En la Sierra del Montgó con un espesor de 130 metros, esta formación se presenta en dos tramos uno inferior formado por calizas arcillosas recristalizadas con estratificación nodulosa y margas y margocalizas grises. Encima y por medio de un fuerte resalte morfológico se localizan calizas recristalizadas bien estratificadas y parcialmente dolomitizadas que terminan en un grueso paquete de dolomías estratificadas en capas de espesor medio.

En la cartografía digital estas calizas, calizas dolomíticas con margas esporádicas de la Formación Jaén (Cenomaniense  - Turoniense) constituyen parte del escarpe del Montgó, tal como se puede apreciar en la siguiente fotografía del escarpe meridional de la Sierra de Montgó en Jesús Pobre.

Figura nº 21: Fotografia del escarpe septentrional del Montgó.
El acantilado septentrional del Cabo de San Antonio esta desarrollado en un grueso tramo de calizas de colores claros de aspecto muy similar a las de la Formación Jaén en el escarpe del Montgó. En la cartografía del IGME se las data como del Albiense - Cenomaniense y se las encuadra dentro de una formación de calizas, margocalizas y margas de tránsito al Prebético de Alicante.

Figura nº 22: Acantilados septentrionales del Cabo de San Antonio (Formación Jaén?)
Formación Carche : Caliza en graderío y margas con Inoceramus.


En el Montgó su espesor es de 180 metros y esta compuestos por calizas micríticas blancas y tableadas con un aspecto en “graderío”, depositadas durante el Campaniense en un ambiente de plataforma externa muy abierta. Encima presentan margas ocres con conchas muy fragmentadas de Inoceramus de plataforma externa poco profunda.

Fotografía nº 23: Aspecto de las calizas de la Formación Carche en la Cima del Montgó. Al fondo el Peñón de Ifach
Sobre estas margas hay un potente tramo (70 metros) de calizas micríticas recristalizadas con Inoceramus y nódulos de  sílex a techo. Encima aparece un delgado conjunto (20 metros) de calizas arcillosas con margas interestratificadas del Maastrichtiense.


Fotografía nº 24: Castillo y túnel de Denia 
La mayor parte de la Cresta del Montgó y de la Plana de Justa pertenecerían a esta Formación Carche de edad Cretácico Superior (Coniaciense- Maastrictiense). Sin embargo hacia el Oeste en la terminación oriental de la Sierra sobre las dolomías de la Formación Jaén  se describen unas calizas con Lacazinas de tonos claros y tableadas, estas calizas se adscriben a la Formación Sierra de Utiel del Coniaciense-Santoniense y se encuentran muy bien expuestas en la cantera del Castillo de Denia y en el túnel situado debajo de esta estructura donde se puede apreciar la intensa karstificacion que les afecta (ver fotografía de la derecha).

La parte mas oriental de la Sierra del Montgó, el Cabo de San Antonio, presenta unas diferencias estratigráficas con el resto de la Sierra del Montgó. Así sobre la Formación Arroyo los Anchos se describen unas calizas, calizas margosas y margas que corresponderían a depósitos del Albiense – Cenomaniense en transito al Prebético de Alicante y por encima de estos unas calizas margosas y margas que corresponderían a un Cretácico Superior margoso (Coniaciense – Maastrichtiense). Considero que la cartografía geología de la zona debería revisarse. 

El transito Cretácico – Terciario. Solo hay un pequeño afloramiento en la parte mas alta del Montgó viene marcado por unas margas grises o gris-azuladas con equinidos y alveolinas con capas irregulares de margocalizas nodulosas, depositadas en ambientes muy someros tipo lagoon. En la cartografía digital se describe este transito como una alternancia de calizas y margas con calizas bioclásticas y conglomerados de edad Chattiense – Aquitaniense.  

Sobre todo este conjunto cretácico se sitúa discordantemente las facies Tap formadas por margas blancas con intercalaciones de areniscas y calizas de edad Serravaliense-Burdigaliense. En la siguiente fotografía se puede ver el aspecto de estas margas en la Cala Blanca de Jávea donde están muy bien expuestas: 

Figura nº 25: Margas del Tap en el camino a la Cala Blanca (Javea)
Depósitos cuaternarios:

Figura nº 26: Arenisca bioturbada
A lo largo de la costa desde Denia hasta Jávea se sitúan unos depósitos conocidos como “piedra tosca” que se corresponde con el máres de las Islas Baleares. Son areniscas que corresponden a depósitos de playas y de antiguas dunas fosilizadas (eolianitas) y están formados por calcarenitas muy bioturbadas (icnofacies skolitos) con numerosas perforaciones de organismos que vivían en la playa como los arenicolites. De grano grueso a muy grueso, están formadas casi exclusivamente por bioclastos calcáreos poco o nada cementados y con algunas costras calcáreas.

En la siguiente foto se puede ver un corte con la estructura sedimentaria (laminaciones cruzadas en surco) de una las dunas fosilizadas que constituyen la tosca de Jávea:



Figura nº 27: Laminaciones cruzadas en surco en una duna fósil (Montañar de Javea).
Figura nº28: Cantera de Tosca en Las Rotas.
Por su color dorado y la facilidad para su extracción y tallado han sido utilizados desde tiempos de los romanos para las construcciones de la zona como el Castillo de Denia, edificios oficiales, obras publicas y particulares.

Las principales zonas de extracción se localizan en Jávea a lo largo de la Playa del Montañar desde la Punta de la Pedrera a la Cala Blanca, otras canteras se localizan en la Cova Talladá y en Las Rotas (Denia). 

A partir del año 1972 se prohibió su extracción.










COLUMNA ESTRATIGRAFICA:

En la siguiente figura se puede ver una columna estratigráfica de la Hoja de Benissa (822) del MAGNA con unas precisiones sobre la posición de las distintas formaciones litoestratigráficas que aparecen en el Parque Natural del Montgó: