TEMA DEL DÍA - RUA: Principal · da en el libro “Geology of Spain” (Gibbons y More-no, 2002)....

2

INTRODUCCIÓN

Con motivo de la celebración del XIII Simposiosobre la Enseñanza de la Geología (Alicante, 5-10de julio de 2004) se ha publicado el libro “Geologíade la provincia de Alicante” que recoge, además de10 itinerarios geológicos, un capítulo de introduc-ción sobre la geología de la Cordillera Bética y de laprovincia, que ha sido resumido en este artículo.

Se puede encontrar información geológica adicio-nal de la Cordillera Bética en dicha publicación (Ve-ra, 2004) y en otros trabajos como el de “Geología deAndalucía” (Vera, 1994), publicado con motivo delVIII Simposio sobre Enseñanza de la Geología, cele-brado en Córdoba. También existe información resu-mida sobre la evolución geológica de la Cordillera

Bética en el libro “Geología de España” (Meléndez,2004) y, más detallada, en la síntesis “Betic Cordille-ra and Balearic Islands” (Azañón et al., 2002), inclui-da en el libro “Geology of Spain” (Gibbons y More-no, 2002). Recientemente se publicará un nuevo librosobre la Geología de España (Vera, 2004), que inclu-ye información detallada sobre la Cordillera Bética. Ypor supuesto, la fuente de información más valiosapara los especialistas en cada una de las ramas que in-tegran las Ciencias Geológicas es, sin duda, el con-junto de artículos y monografías publicados sobre losmás diferentes aspectos de la Geología de la Cordille-ra Bética, la inmensa mayoría de los cuales están re-cogidos en la recopilación “Bibliografía geológica dela Cordillera Bética y Baleares (1978-2002)” realiza-da por Molina y Vera (2003).

GEOLOGÍA DE LA PROVINCIA DE ALICANTEGeology of the province of Alicante

RESUMEN

La provincia de Alicante está incluida, en su totalidad, en la Cordillera Bética. En ella están re-presentados los dos grandes dominios de este orógeno alpino: las Zonas Externas al N (aproximada-mente ocupan dos tercios de extensión) y las Zonas Internas al S. Además, sobre estos dos dominiosse apoyan un conjunto de cuencas sedimentarias de edad neógeno-cuaternaria entre las que destacala del Bajo Segura. Entre los aspectos más singulares del patrimonio geológico de la provincia deAlicante destacan la morfología litoral, con una costa acantilada en el sector septentrional y una cos-ta de playas arenosas, dunas y lagunas litorales en el S, una gran variedad de formaciones kársticas,afloramientos relacionados con la posible desecación del Mediterráneo y la crisis de salinidad mesi-niense, estructuras tectónicas ligadas a la evolución de este orógeno alpino, muchas de ellas aún acti-vas y estructuras diapíricas debido a la presencia de arcillas y evaporitas triásicas.

ABSTRACT

The Alicante province is included entirely in the Betic Cordillera. Within it the two major domainsof this alpine orogen are represented: the Outer Zones to the N, embracing nearly two thirds of itsarea, and the Inner Zones to the S. Up on both domains several neogene-quaternary intramountainousbasins develop, among them the Low Segura Basin is the most outstanding. Among the most singularfeatures of the geological heritage of the Alicante province the following ones point out: littoralmorphology, with a cliffy coast in its northern sector and sandy shores, dunes and marshes to theSouth, a large variety of karstic formations, various outcrops likely related to the desiccation of theMediterranean and the Messinian salinity crisis, tectonic structures linked to the evolution of this alpi-ne orogen, many of them still working, and diapirs due to the presence of triassic evaporites andclays.

Palabras clave: Alicante, Cordillera Bética, Patrimonio Geológico.Key words: Alicante, Betic Cordillera, Geological Heritage.

TEMA DEL DÍA

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2004. (12.1) 2-15I.S.S.N.: 1132-9157

(*) Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Universidad de Alicante. Ap. 99, 03080 Alicante. [email protected]

(**) Departamento de Estratigrafía y Paleontología, Universidad de Granada.

Antonio Estévez (*), Juan Antonio Vera (**), Pedro Alfaro (*), José Miguel Andreu (*), José Enrique Tent-Manclús (*) y Alfonso Yébenes (*)

En cuanto a la geología de la provincia de Alican-te se han publicado algunos aspectos incluidos en laenciclopedia “Història Natural dels Països Catalans:Geologia II” (Guimerà et al., 1992). También existenvarias publicaciones sobre itinerarios geológicos porla provincia de Alicante (Alfaro et al., 1999a y b,2004; Cañaveras et al., 2000). Por otra parte, la Geo-logía de Alicante ha sido objeto de estudio por nume-rosos investigadores nacionales y extranjeros en cu-yos trabajos, muchos de ellos muy recientes, hay ex-tensos listados de referencias bibliográficas donde seincluyen las fuentes de información básicas. Entreellos pueden destacar las siguientes tesis doctorales:Darder Pericás (1945), Champetier (1973), Lillo Be-viá (1973), Azéma (1977), Montenat (1977), Pulido(1978), Auernheimer (1979), Cremades (1982), Pina(1986), Garcin (1987), Granier (1987), De Ruig(1992), Martínez Ruiz (1994), Alfaro (1995), Monto-ya (1995), Andreu (1997), Delgado (1997), Nieto(1997), Castro (1998), Lancis (1998), Tent-Manclús(2003), Alegret (2003). Además hay que destacar losnumerosos trabajos realizados por Jiménez de Cisne-ros a principios del siglo XX (por ejemplo, Jiménezde Cisneros, 1904, 1907 y 1916).

ALICANTE EN LA CORDILLERA BÉTICA

La provincia de Alicante está incluida en su totali-dad en la Cordillera Bética. Esta gran unidad geológi-ca que ocupa el sur y sureste de España, coincide conuna gran unidad morfológica constituida básicamentepor relieves montañosos que ocupan gran parte deAndalucía, la comunidad de Murcia completa, la par-

te meridional de la provincia de Albacete, la totalidadde la provincia de Alicante y el sur de la de Valencia.

La Cordillera Bética se formó durante el plega-miento alpino y queda incluida en el conjunto de cade-nas alpinas que rodean el Mediterráneo occidental (co-nocido como Orógeno Perimediterráneo occidental).

En función de la edad de las rocas que afloran ydel grado de deformación que les afecta, en la Cordi-llera Bética se diferencian cuatro grandes unidadesgeológicas: las Zonas Externas, las Zonas Internas,el Complejo del Campo de Gibraltar y las CuencasNeógeno-Cuaternarias (Vera, 1994, 2004) (Fig. 1).

Las Zonas Internas están constituidas mayorita-riamente por rocas metamórficas (Dominio de Albo-rán), mientras que las Zonas Externas están consti-tuidas por rocas sedimentarias que se depositaron,en su día, al sur del Macizo Ibérico (conocido comopaleomargen sudibérico). En la Cordillera Bética,las principales estructuras tectónicas (pliegues y ca-balgamientos) son vergentes hacia el NNW (el des-plazamiento relativo de los bloques se produce des-de el interior hacia el exterior del orógeno). Las Zo-nas Internas, situadas en la parte meridional, mues-tran estructuras tectónicas más profundas, que afec-tan a un basamento “cristalino”, mientras que lasZonas Externas están caracterizadas por una tectóni-ca más superficial (tectónica de cobertera).

En la provincia de Alicante, de las grandes uni-dades anteriormente descritas están representadasampliamente las Zonas Externas, especialmente elPrebético que ocupa más de la mitad de la provinciade Alicante (Fig. 2). Localmente aflora el Subbético,

3Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2004 (12.1)

Fig. 1. Mapa geológico de la Cordillera Bética.

en las Sierras de Reclot, Algayat y Crevillente, queconstituyen el extremo oriental de los afloramientossubbéticos. Con carácter todavía más local existenpequeños afloramientos de las Zonas Internas (per-tenecientes al Complejo Alpujárride), en las proxi-midades de Orihuela y Callosa de Segura. El Com-plejo del Campo de Gibraltar no está representadoen este sector oriental de la Cordillera. Finalmente,los materiales más recientes ocupan las cuencas odepresiones neógeno-cuaternarias, de las cuales lamás importante es la que se extiende a caballo de lasprovincias de Murcia y Alicante.

Para la buena comprensión de las característicasgeológicas de nuestra provincia, se tratan a continua-ción los rasgos más destacados de cada uno de losgrandes conjuntos que conforman este sector oriental.

Zonas Externas

Están constituidas por materiales depositados ensu día en el borde meridional de la Placa Ibérica y seextienden al N de la línea Crevillente-Alicante, ocu-

pando gran parte de esta provincia y el extremo surde la de Valencia. En ellas se diferencian dos domi-nios: Zona Prebética y Zona Subbética.

La Zona Prebética, o más sencillamente Prebéti-co, aflora al N del paralelo de la ciudad de Alicanteocupando casi dos tercios de la provincia. Los térmi-nos más antiguos son los del Triásico, que afloran ma-yoritariamente en estructuras extrusivas (diapiros) enlas que los materiales arcillosos ricos en sales perforanlos términos más modernos situados sobre ellos. Losdiapiros más significativos son los de Pinoso (Cabeçóde la Sal, desde donde se extraen salmueras que se uti-lizan en las salinas de Torrevieja), el de Altea y los lo-calizados a lo largo del valle del Vinalopó. Los si-guientes términos, en edad, son los del Jurásico forma-dos por rocas carbonatadas que afloran de maneramuy reducida en los núcleos de antiformes o a favorde fallas con importante salto en vertical y en direc-ción (Cabeçó d’Or, Fontcalent, Puig Campana, etc.).Los materiales del Cretácico afloran ampliamentedando importantes relieves montañosos (Mariola, Se-rrella, Aixorta, Alfaro, El Cid, Gelada, etc.) entre los

4 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2004 (12.1)

Fig. 2. Mapa geológico de la provincia de Alicante.

que dominan, en la mitad norte de la provincia, las ca-lizas organógenas, entre ellas las calizas con rudistas ylas calcarenitas de orbitolinas. Menos abundantes enlos materiales cretácicos son las margas con ammoni-tes, ya descritos hace un siglo por Jiménez de Cisneros(1904, 1916) y las dolomías. En la parte más meridio-nal del Prebético las calizas organógenas depositadasen plataformas marinas someras no aparecen ya quecambian a margas marinas pelágicas, de mayor pro-fundidad, y semejantes a los términos del Subbético.En Agost, situada a 11 km al noroeste de Alicante, enestas facies pelágicas se localiza una capa oscura quemarca el límite Cretácico-Terciario (hace 65 Ma), unnivel de referencia mundial a favor de la hipótesis delimpacto de un gran meteorito. El Paleógeno destacapor el gran desarrollo de las calizas pararrecifales conAlveolinas y Nummulites que ocupan extensamentelas cumbres de Sierra Aitana. En el Coto (norte de Al-gueña) se explotan estas calizas como piedra orna-mental que recibe el nombre comercial de “cremamarfil”. En áreas más meridionales estas calizas noafloran y en su lugar aparecen margas ricas en forami-níferos planctónicos, con intercalaciones de turbiditas.

Desde el punto de vista estructural, en el Prebé-tico, las estructuras dominantes corresponden apliegues, con algunas fallas asociadas (Figs. 3 y 4).En el sector más meridional existen frecuentes plie-gues y cabalgamientos vergentes al NNW o NW(incluso al W), jalonados por sucesiones verticaleso francamente invertidas, como ocurre en El Cid-Penyes Monteses, Tossal Redó-Canteras de SantVicent del Raspeig, Cabeçó d’Or. Muchas de estasestructuras se asocian a fallas de salto en dirección

paralelas en general a las directrices de la cadena.

Otras estructuras de importancia son las fallasnormales y de salto en dirección de direcciones entorno a NW-SE, que retocan más tardíamente lascuencas intramontañosas de nuestra provincia, pu-diendo incluso condicionar totalmente su morfolo-gía definitiva (Foia de Castalla, Foia d’Alcoi, Valledel Vinalopó). Un buen ejemplo de estas fallas es lade Guadalest-Bernia que limita el afloramiento triá-sico de Altea y constituye el escarpe del Morro delToix. Aunque menos numerosas, las hay también dedirección NE-SW como las fallas que afectan a laplataforma marina y han modelado el litoral (Caladel Moraig, Benitatxell).

La Zona Subbética o Subbético aflora exclusi-vamente al noroeste de Elche en las sierras de Crevi-llent, Algayat y Reclot antes citadas, en las cualesaparecen esencialmente materiales del Mesozoico.El Subbético cabalga ampliamente, hacia el norte,sobre el Prebético (Fig. 3). La Zona Subbética com-prende terrenos mesozoicos y terciarios de faciesmarinas que, a partir del Liásico medio, se diferen-ciaron paleogeográficamente del Prebético, desarro-llando sucesiones estratigráficas de característicaspropias. El Triásico está representado por arcillasvioláceas con abundantes yesos semejantes al Triá-sico del Prebético. El Jurásico está formado por do-lomías en los términos más antiguos y calizas en elresto, que en diferentes niveles tienen faunas de am-monites. Todos estos materiales se depositaron enun alto fondo pelágico (calizas nodulosas y ampliaslagunas estratigráficas). Algunas de estas rocas (ca-


Fig. 3. Corte geológico esquemático de las Zonas Externas de la Cordillera Bética en el sector de la provinciade Alicante.

Fig. 4. Panorámica de los relieves plegados del Prebético de Alicante (Zonas Externas) en el sector del PuigCampana y el Ponoch (cortesía del Diario Información).

lizas nodulosas) son explotadas en la Sierra de Re-clot, al oeste de La Romana, como piedra ornamen-tal que se conoce con el nombre comercial de “RojoAlicante”. El Cretácico, mucho menos extenso enafloramiento, se caracteriza por una sedimentaciónpelágica relativamente profunda, representada pormargas y calizas margosas con ammonites (Cretáci-co Inferior) y calizas margosas con foraminíferosplanctónicos (Cretácico Superior).

El Subbético está estructurado en mantos de corri-miento de vergencia N que afectan a la cobertera meso-zoico-terciaria la cual se ha desplazado a favor de losniveles plásticos del Triásico keuper. Los materialessubbéticos cabalgan ampliamente sobre el Prebéticosegún una superficie subhorizontal. Recientes trabajoshan puesto de relieve el papel jugado por grandes fallasde dirección ENE-WSW (zona de falla de Crevillente),que jalonan el contacto con la Zona Interna (Jerez,1979, de Smet, 1984, y Tent Manclús, 2003).

Zonas Internas

Los afloramientos de las Zonas Internas Béticasincluidos en la provincia de Alicante pertenecen en sutotalidad a las unidades inferiores poco metamórficasdel Complejo Alpujárride. Están constituidos ma-yoritariamente por materiales de edad Triásico Infe-rior y Medio de facies someras. Hacia la base de la su-cesión aparecen filitas y cuarcitas en escasos asomosde extensión muy reducida, coronadas por una seriepotente de calizas, dolomías, que originan los relievesmontañosos de las sierras de Orihuela (Fig. 5) y Ca-llosa y otros pequeños resaltes dispersos, rodeadospor los materiales neógeno-cuaternarios de la cuencadel Bajo Segura. El vestigio alpujárride más orientalse encuentra frente al Cabo de Santa Pola, en la isla deTabarca. Cabe asimismo destacar que, dentro de laserie estratigráfica alpujárride, hacia la base de loscarbonatos, suelen aparecer intrusiones de rocas ígne-as básicas (ofitas) bien expuestas en las canteras deltúnel de Orihuela y en la isla de Tabarca. La poca ex-tensión de los afloramientos no permite observar laestructuración en grandes mantos de corrimiento pro-pia de los materiales alpujárrides.

Cuencas Neógeno-Cuaternarias

Con esta denominación se agrupa un conjunto decuencas dispersas por toda la Cordillera Bética. Sepueden separar, por un lado, las que fueron rellenaspor sedimentos marinos de edad Mioceno Inferior yMedio simultáneos a la principal etapa de colisióncontinental (también llamados sinorogénicos por mu-chos investigadores) y, por otro, las que fueron relle-nas por sedimentos marinos y continentales de edadMioceno Superior a Cuaternario (estas cuencas tam-bién reciben el nombre de postorogénicas). Hay quetener en cuenta que algunas de las cuencas “sinorogé-nicas” siguieron evolucionando a partir del MiocenoSuperior y fueron rellenas por depósitos principalmen-te continentales.

En el Mioceno Inferior y Medio se producen cuen-cas muy estrechas y alargadas, según la “dirección bé-tica”, que forman parte del Estrecho Nordbético quecomunicaba el Atlántico y el Mediterráneo. Estascuencas se convierten en lugar de depósito de materia-les marinos de plataforma y pelágicos. Presenta un ti-po de litología muy singular, conocida en levante co-mo Tap, constituidas por margas blancas silíceas ricasen foraminíferos planctónicos y nanoplancton. Estossedimentos (Tap) son los depósitos simultáneos a laprincipal etapa de colisión continental (sinorogénicos)y, por ello, en el seno de las mismas, localmente apa-recen bloques de rocas de materiales más antiguos,producto de la destrucción parcial de los relieves mon-tañosos que se estaban formando durante este tiempopor efectos del plegamiento, de la fracturación o deldiapirismo. Estos bloques, a veces de grandes dimen-siones, reciben el nombre de olistolitos. Ejemplos deestas cuencas se sitúan en las las alineaciones de Ville-na-Agres, Alcoi-Tárbena, Castalla-Carrasqueta y otrasmás reducidas como las de Finestrat y Guadalest. Ha-cia el comienzo del Mioceno Superior se produce laprogresiva desconexión entre el Mediterráneo y elAtlántico y el relleno acaba por hacerse continental.

En relación con las cuencas del margen mediterrá-neo la principal característica que permite diferenciar-las de las anteriores es, aparte de su posición franca-mente abierta hacia el mar, la existencia de depósitosmarinos entre el Mioceno Superior y el Plioceno. In-cluso, en la franja litoral aflora Pleistoceno de caráctermarino. Entre ellas la más importante es la Cuenca deMurcia-Alicante que se extiende al sur de una línearecta muy marcada, visible en imágenes de satélite y enlos mapas geológicos, que corresponde a una gran falladenominada en la nomenclatura geológica como Fallade Crevillente (Fig. 6). En concreto el sector alicantinode esta depresión recibe el nombre de Cuenca del Ba-jo Segura (Alfaro,1995). Su relleno sedimentario neó-geno-cuaternario es de carácter postorogénico y com-prende términos del Mioceno Superior, Plioceno yCuaternario (Montenat, 1977; Montenat et al., 1990).

Al N de la Falla de Crevillente aparece la Cuencadel Vinalopó, que representaría un brazo de mar hacialas cuencas interiores durante el Mioceno Superior. Enella afloran depósitos marinos de esa edad (Agost, Ori-to, Elda, Monòver, Villena) y depósitos continentalesmás recientes correspondientes a la retirada definitivadel mar hacia sectores litorales situados al S de la falla.


Fig. 5. Panorámica del Alpujárride (Zonas Inter-nas) del sector central de la Sierra de Orihuela ob-servada desde el NE. Sobre las filitas y cuarcitasque afloran en primer plano, aparece la serie car-bonatada plegada hacia el N. Ambas litologías rea-parecen en la parte media y alta de la sierra a cau-sa de un cabalgamiento que recorre toda lavertiente SE (cortesía de Iván Martín).

Finalmente, junto a la costa mediterránea, en el lí-mite con la provincia de Valencia en la que ocupa sumayor extensión, aparece la llanura costera septentrio-nal como apéndice meridional de la Cuenca neógenade Valencia, a caballo entre las cordilleras Bética eIbérica. En ella los materiales que afloran son más re-cientes, mayoritariamente del Cuaternario.

EL RELIEVE ACTUAL DE LA PROVINCIADE ALICANTE

El relieve actual de la provincia de Alicante (Fig.7), está estrechamente ligado a los acontecimientosgeológicos que han ocurrido en los últimos millonesde años, especialmente los acaecidos desde el Mio-ceno Superior hasta la actualidad.


Fig. 6. Corte geológico esquemático de la cuenca del Bajo Segura en el que están representadas la fallas deCrevillente al N y la falla del Bajo Segura al S.

Fig. 7. Modelo digital del terreno que muestra las diferencias actuales entre el relieve de las Zonas Externasal N y las Zonas Internas al S (cortesía de Anaya Educación). En la parte derecha se incluye un esquema conla localización de algunos de estos relieves. También se han señalado los principales puntos de interés geoló-gico descritos en el último apartado de este artículo

Como se ha comentado previamente, la provin-cia de Alicante está incluida en la Cordillera Bética,un orógeno alpino resultado de la colisión entre lasplacas Africana y Euroasiática. En la actualidad am-bas placas se aproximan a una velocidad de entre 4 y5 mm/año (Argus et al., 1999). Esta convergencia deplacas durante los últimos millones de años es res-ponsable de que toda la Cordillera Bética, incluida laprovincia de Alicante, haya estado sometida, desdeel Mioceno Superior hasta la actualidad, a esfuerzoscompresivos en la dirección NW-SE.

Como resultado de este choque de placas las ro-cas sedimentarias se han plegado y fracturado (y si-guen haciéndolo en la actualidad) formando los re-lieves que hoy vemos (Fig. 7). Los dos grandes do-minios de la Cordillera (Zonas Externas al N y Zo-nas Internas al S) se han deformado de forma similar(pliegues y fallas) aunque existen algunas diferen-cias que se comentan a continuación.

En las Zonas Externas, las rocas de edad me-sozoico-terciaria, forman una cobertera que está“despegada” de un basamento de edad Paleozoica.Esta cobertera sedimentaria se ha desplazado (ple-gándose y fracturándose) respecto a su basamentoa favor de un nivel de debilidad constituido porevaporitas y arcillas del Triásico. Para comprenderel proceso puede consultarse el artículo ¿Cómo seforman las montañas? (Crespo y Luján, 2004). Elresultado son una sucesión de anticlinales y sincli-nales, y algunos cabalgamientos con una direcciónprincipal N60-70E (aproximadamente perpendicu-lar a la dirección de compresión). Esta direcciónprincipal de las estructuras geológicas se conocecomo dirección bética. En la mayoría de los casoslas grandes sierras de la mitad septentrional de laprovincia de Alicante coinciden con grandes anti-clinales con esta dirección bética (Sierras de Ma-riola, Aitana, Serrella, Peñarrubia, Salinas, Alfaro,etc.), que están separados por sinclinales de lamisma dirección. También hay algunas sierras quecoinciden con anticlinales con otras direcciones(Serra de Aixorta, Bernia, Llorença, Cabeçó d’Or,etc.).

Otro rasgo a destacar del relieve de la provinciaes que los materiales dúctiles del Triásico (sales yarcillas) del keuper han extruido en numerosos sec-tores de la provincia formando diapiros. Estos diapi-ros, al estar constituidos en superficie por rocas pocoresistentes a la erosión (arcillas y sales), suelen coin-cidir con zonas topográficamente deprimidas comoes el caso del diapiro de Altea o el corredor del Vi-nalopó. Una excepción la constituye el Cabeçó de laSal de Pinoso, un domo diapírico todavía activo queforma un relieve que se eleva algo más de 300 m so-bre las zonas circundantes.

Además, en las Zonas Externas hay que mencio-nar la actividad de fallas normales en varias direc-ciones que han escalonado el relieve. Estas fallasnormales se observan muy bien a lo largo de la zonanorte de la provincia (falla de Alcoy, falla de Aitana,falla del Riu Blanc, fallas de Punta Bombarda y laLes Caletes en Serra Gelada, etc.) (Fig. 8).

En las Zonas Internas, tanto el análisis de la sis-micidad como los estudios geológicos ponen de ma-nifiesto que en este sector, situado en la mitad sur dela provincia de Alicante, se concentra actualmente lamayor deformación. Parece contradictorio que la zo-na meridional (con menos relieve) sea la más activa,pero en unos pocos millones de años se invertirá el re-lieve de la provincia (las zonas más altas se situaránen el Sur). Incluso se producirá la emersión de partede la plataforma sur de Alicante (Alfaro et al., 2002).

En las Zonas Internas, al no existir el nivel de sa-les y arcillas del Triásico (keuper), las fallas alcanzanuna mayor profundidad que en las Zonas Externas.De hecho muchas de las fallas activas no tienen rup-tura en superficie y se manifiestan superficialmentepor pliegues activos que deforman rocas de edadMioceno Superior a Cuaternario. Entre estos plie-gues destaca el anticlinal de Torremendo, que tienemás de 30 km de longitud. Además, hay que mencio-nar los pliegues anticlinales situados a lo largo de lamargen derecha del río Segura, que tienen unas di-mensiones kilométricas (5-10 km), todos ellos conuna dirección media N90E (anticlinales de Hurchillo,Benejúzar, Lomas de La Juliana y Guardamar) (Fig.9). También destacan los anticlinales de La Marina ySanta Pola y un conjunto anticlinorio de pequeñospliegues secundarios de escala hectométrica situadosentre Los Arenales del Sol y Balsares. Entre todosestos anticlinales se desarrollan sinclinales de la mis-ma dirección rellenados por sedimentos recientes.Entre otros, se encuentran los sinclinales del BajoSegura, Salinas de Santa Pola, Clot de Galvany, ElSaladar-Elche y Torrevieja-La Mata.


Fig. 8. Fotografía de la falla normal del Riu Blanc,realizada al S de la cala del Moraig (Benitatxell).

EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE LA PROVIN-CIA DE ALICANTE

La historia geológica de la provincia de Alicantees compleja y, en algunos aspectos, aún no está to-talmente clarificada. Por ello, en este apartado, úni-camente pretendemos presentar un esbozo simplifi-cado de la misma resaltando aquellos eventos demayor significación especialmente en lo que respec-ta a las Zonas Externas.

El basamento de la provincia de Alicante

Aunque el basamento paleozoico del margensur de la placa ibérica no aflora en ningún puntode la provincia, cabe suponer que esté constituidopor materiales similares a los del resto del MacizoVarisco Ibérico. Estos materiales representan losrestos de una gigantesca cordillera de colisión,hoy prácticamente arrasada, formada por el cho-que de tres placas continentales (Laurentia, Ibero-armórica y Gondwana) que tuvo lugar a lo largodel Devónico y el Carbonífero y que culminó enel límite Wesfaliense-Estefaniense (hace 303Ma). Con la formación de dicha cordillera finalizóel ciclo orogénico varisco y dio comienzo el cicloalpino. En los inicios de éste, la parte oriental dela Península Ibérica experimentó un episodio ex-tensional y, como resultado, Iberia quedó confi-gurada en dos áreas muy diferentes: un bloque oc-cidental levantado sometido a denudación y unsector alpino oriental hundido donde, a lo largodel Pérmico y el Triásico Inferior, se desarrolla-ron ambientes continentales fluviales y lacustresen los que se acumularon los materiales proceden-tes de la erosión de aquél .

Las rocas más antiguas aflorantes en Alicante: elTriásico Medio-Superior (entre 240 y 200 Ma)

Si se exceptúan los afloramientos de metapeli-tas y cuarcitas alpujárrides de la Sierra de Orihue-la, que posiblemente pueden ser de edad Anisiensesuperior (aproximadamente 240 Ma), los materia-les más antiguos que afloran en la provincia de

Alicante se atribuyen al Triásico Medio y mues-tran facies Muschelkalk. Corresponden a depósi-tos, con frecuencia dolomitizados, de una platafor-ma carbonatada marina poco profunda. En ese mo-mento, todavía no estaba individualizada la placaIbérica que formaba parte del supercontinente dePangea y que se encontraba situada a tan sólo 15ºN de latitud. Durante el Triásico Superior las con-diciones de gran aridez condujeron a la formaciónde extensos depósitos arcillosos y evaporíticos (fa-cies keuper), sedimentados en ambientes continen-tales y litorales. Simultáneamente, en las futurasZonas Internas (Dominio de Alborán) se deposita-ban facies alpinas dominadas por carbonatos mari-nos. A partir de Triásico Superior, las Zonas Inter-nas permanecieron como área emergida, salvo enalgunos sectores muy localizados no representadosen la provincia.

La transgresión del Liásico basal (200 Ma) y la rup-tura de la plataforma carbonatada (190 Ma)

Al comienzo del Liásico, se produjo una impor-tante transgresión marina y en toda esta área se ins-taló una extensa plataforma carbonatada de pocaprofundidad. La fragmentación de Pangea se desa-rrolló a lo largo del Jurásico; los “rifts” dibujaban elcontorno de las futuras placas del ciclo alpino, entreellas la placa Ibérica. Uno de los primeros “rifts”,iniciado al comienzo del Pliensbachiense (189 Ma),se localizó entre la futura Península y África dandolugar al margen sur de Iberia. Como consecuenciade este episodio distensivo, la antigua plataformacarbonatada se separó en dos grandes dominios pa-leogeográficos: Prebético, donde continuó la sedi-mentación de plataforma somera carbonatada, ySubbético donde la actividad de las fallas normalescondujo a la individualización de bloques elevados(plataformas epioceánicas), donde se depositaronsedimentos pelágicos de aguas someras, y bloquessubsidentes (cuencas), con sedimentación pelágicade aguas profundas.

Las fases distensivas del Jurásico y el Cretácico

Durante casi todo el Jurásico y Cretácico, Iberiaera una gran isla situada en latitudes entre 20º y 25ºN, en condiciones climáticas tropicales. En las cuen-cas sedimentarias que bordeaban la isla predomina-ba la sedimentación carbonatada, aunque en susmárgenes proximales se depositaron también mate-riales detríticos. A lo largo de este intervalo se pro-dujeron nuevos eventos distensivos, similares al quetuvo lugar en el Liásico Medio, que afectaron almargen sur de la placa Ibérica. Así se explican lasimportantes variaciones de facies y espesores de lasunidades litológicas jurásico-cretácicas que afloranen la provincia de Alicante.

El impacto del límite K/T (65 Ma)

El límite K/T marca uno de los mayores even-tos de extinción masiva del Fanerozoico. La mayo-ría de los investigadores aceptan que coincidiendocon esta extinción un gran meteorito impactó en la


Fig. 9. Anticlinal activo del Pilar que se sitúa en elflanco septentrional del anticlinal de Benejúzar.Las rocas son de edad mesiniense.

Península de Yucatán en Méjico, creando el cráterde Chicxulub. La sección de Agost (situada a 11km de Alicante) se considera una de las más com-pletas del mundo ya que muestra un registro expan-dido y continuo a lo largo del contacto K/T (McLe-od y Keller, 1991; Martínez Ruiz et al., 1999; Mo-lina, 1996). Este límite corresponde aquí a una ca-pa de 2 mm de espesor que contiene la evidenciadel impacto (anomalía de iridio, esférulas de vi-drio, cuarzo de impacto, etc.) y representa los ma-teriales distales proyectados en el impacto de Yu-catán (Smit, 1990, 1999).

De la distensión a la compresión: Cretácico termi-nal (65 Ma)

Al final del Cretácico e inicio del Paleógeno, elsur de Iberia (margen sudibérico) experimentó uncambio radical al producirse la transformación delanterior margen pasivo en un margen activo conver-gente, debido al movimiento hacia el Norte de laplaca Africana. A partir de este momento y hasta elMioceno Inferior, la convergencia se resolvió me-diante la subducción de la litosfera oceánica africa-na. En el Prebético de la provincia de Alicante estecambio se manifiesta en la emersión de sus sectoresmás externos, el desarrollo de plataformas carbona-tadas someras en los sectores intermedios y el depó-sito de sedimentos pelágicos y turbidíticos en lossectores más internos, que también son los sedimen-tos dominantes en el Subbético.

La colisión del Dominio de Alborán con el margensur de la Placa Ibérica: Burdigaliense inferior (18Ma)

En este momento, el Dominio de Alborán, quehabía sido deformado y metamorfizado previamentedurante varios eventos en su desplazamiento progre-sivo hacia Iberia desde el Este, terminó colisionandooblicuamente con el margen sur de Iberia. Tras lacolisión, y a favor de la Falla de Crevillente, dichodominio se trasladó sobre el margen hacia el oestemás de 300 km, originando nuevas deformaciones(mantos, cabalgamientos, etc.) que se superpusieronsobre las generadas previamente.

El emplazamiento definitivo del Dominio de Albo-rán: Tortoniense (10 Ma)

En el Mioceno Superior, el Dominio de Alborándetuvo su movimiento hacia el oeste quedando defi-nitivamente emplazado en su posición actual. Apartir de este momento, en la Cordillera Bética(también en Alicante) comenzó una compresiónaproximadamente N-S debido a la colisión entreÁfrica y Eurasia. En este sector oriental, gran partede la convergencia entre estas placas se acomodabaa lo largo de la conocida Zona de Cizalla orientalbética (un corredor limitado por fallas activas de di-rección que se extiende desde Almería hasta el surde la provincia de Alicante). Este corredor, todavíaactivo, tiene su terminación oriental en el sur de laprovincia de Alicante donde se encuentran las fallasactivas del Bajo Segura (falla inversa) y la falla deCrevillente.

La Crisis de Salinidad Mesiniense y la reinundaciónpliocena (7 a 5,3 Ma).

Debajo de las llanuras abisales de la cuenca me-diterránea se han localizado importantes acumula-ciones de evaporitas (sulfatos y yesos) de edad Me-siniense. El singular acontecimiento paleoceanográ-fico que condujo a su precipitación recibe el nombrede “Crisis de Salinidad Mesiniense”. En la provinciade Alicante, la “Crisis de Salinidad Mesiniense” haquedado bien registrada en la cuenca del Bajo Segu-ra. Soria et al. (2002) han reconocido en el margennorte de esta cuenca dos superficies de discontinui-dad que representan dos eventos erosivos asociadosa la crisis. La primera de ellas corresponde a unamodesta caída del nivel del mar que provocó la for-mación de las evaporitas (fundamentalmente yesos)del margen sur de la cuenca (Fig. 10). La segunda,de mayor envergadura, sería sincrónica con el depó-sito de las evaporitas del centro de la cuenca medite-rránea y con la formación de los cañones de sus már-genes. Sobre esta superficie de discontinuidad apa-recen materiales margosos del Plioceno Inferior querepresentan la restauración de las condiciones mari-nas en todo el Mediterráneo.

Las oscilaciones pleistocenas del nivel del mar

Durante el Pleistoceno las alternancias climáti-cas frías (episodios glaciares) y cálidas (episodiosinterglaciares) produjeron importantes oscilacionesdel nivel del mar, relacionadas con las variacionesdel volumen de agua almacenada como hielo en loscasquetes polares. En toda la costa de Alicante abun-dan las terrazas marinas que registran los eventos dealto nivel del mar (interglaciares), fundamentalmen-te los del Pleistoceno superior (estadio isotópico 5).En algunos casos, como en el anticlinal de La Mari-na, la actividad tectónica reciente ha favorecido laelevación y preservación de terrazas pleistocenasmás antiguas.

En el relieve de la provincia de Alicante tiene es-pecial significación la última subida del nivel delmar (conocida como transgresión flandriense). Haceunos 18.000 años, durante el último episodio gla-ciar, el nivel del mar se encontraba entre 100 y 150


Fig. 10. Detalle de yesos arborescentes de edadMesiniense en el sector de Benejúzar-San Miguelde Salinas.

m por debajo de su posición actual. La fusión de loscasquetes polares produjo un rápido ascenso del maren todo el Planeta que alcanzó, hace unos 6.000años, un nivel similar al actual. En este momento, elmar invadió el antiguo valle fluvial del río Segura,generando un pequeño golfo en el que el dominiomarino penetraba varios kilómetros hacia el oeste.El cierre posterior de este golfo, por medio de uncordón litoral, aisló una laguna litoral muy someraque cubría una amplia superficie de la Vega Baja delSegura. Desde entonces esta laguna se ha ido colma-tando progresivamente, tanto por procesos naturalescomo por acciones antrópicas (desecaciones lleva-das a cabo desde el siglo XVIII) hasta quedar redu-cida a dos pequeños humedales: la laguna del Hondoy las Salinas de Santa Pola.

En la actualidad

La provincia de Alicante está sometida a unacompresión en la dirección NW-SE. En la mitad me-ridional de la provincia se concentra la deformaciónmás importante y, por tanto, las fallas más activas(fallas de Crevillente, del Bajo Segura, Guardamar,Torrevieja y San Miguel de Salinas). En este sectorse produce una actividad sísmica baja aunque, oca-sionalmente, se pueden producir terremotos de mag-nitud moderada-alta, algunos de los cuales puedentener un carácter destructivo similar al de Torreviejade 1829. A este terremoto histórico, uno de los másimportantes de la Península Ibérica, se le ha asigna-do una intensidad X (escala MSK) y una magnitudentre 6.3 y 6.9. Este evento causó 389 víctimas mor-tales, la destrucción de 2965 viviendas y daños enotras 2396.

EL PATRIMONIO GEOLÓGICO DE ALI-CANTE

La provincia de Alicante, situada en el sectororiental de la Cordillera Bética, cuenta con un ex-traordinario patrimonio geológico. A continuaciónse relacionan algunos de los más aspectos más sin-gulares:

– Morfología litoral, con una costa acantilada enel sector septentrional (acantilados de Serra Ge-lada, Mascarat, Penyal d’Ifac, Punta de Morai-ra-Cabo de la Nao-San Antonio, etc.) y una cos-ta de playas arenosas, dunas y lagunas litoralesen el sur (salinas de Santa Pola, La Mata, Torre-vieja, etc.).

– Formaciones kársticas (Cuevas de Canelobre,Barranc de l’Infern-Presa d’Isbert, etc.). En es-te apartado hay que destacar un excepcionalejemplo, a nivel mundial, de karst litoral desa-rrollado a lo largo de 20 km entre el sumiderode Toix y la surgencia submarina del Moraig(Cortés et al., 2003).

– Afloramientos conocidos internacionalmenterelacionados con la posible desecación delMediterráneo y la crisis de salinidad mesinien-se (arrecife fósil de Santa Pola, yesos de SanMiguel de Salinas, etc.).

– Estructuras tectónicas ligadas a la evoluciónde este orógeno alpino, muchas de ellas aúnactivas (fallas del Bajo Segura y de Crevillen-te, anticlinal de Benejúzar, etc.) que controlanel relieve de nuestra provincia.

– Diapirismo, representado por el diapiro activodel Cabeço de la Sal de Pinoso y el diapiro deAltea (uno de los más extensos de Europa).

A continuación incluimos una selección de lospuntos geológicos de la provincia de Alicante queconsideramos más singulares (Fig. 7). Son todoslos que están pero, por supuesto, no están todos losque son. De hecho, los que a continuación se rela-cionan fueron seleccionados de un listado de másde un centenar de puntos.

Anticlinal del Pilar (Sierra de Benejúzar)

Es un pliegue activo, de escala hectométrica(Fig. 9), situado en el flanco septentrional del anti-clinal de Benejúzar. Aunque las rocas plegadasque aparecen en la figura 9 tienen una edad Mioce-no Superior (Mesiniense), sin embargo las rocasde edad Plioceno e incluso Cuaternario que afloranen las proximidades también están plegadas lo quepone de manifiesto la actividad reciente de estepliegue. Su origen está relacionado con la Falla delBajo Segura, una de las que recientemente ha pro-ducido más terremotos en la Cordillera Bética. Es-ta falla fue responsable del terremoto de Torrevie-ja de 1829 que, como se ha comentado anterior-mente, está considerado como uno de los más im-portantes ocurridos en la Península Ibérica.

Arrecife mesiniense de Santa Pola

El registro estratigráfico de la Sierra de SantaPola corresponde fundamentalmente a una antiguabioconstrucción arrecifal de edad Messiniense (7,2a 5,3 Ma). Conserva, en gran medida, su morfolo-gía circular original lo que le confiere un gran in-terés científico internacional. Hay un conjunto in-ferior representado por depósitos dominantementearrecifales en los que es posible diferenciar faciesde frente arrecifal (con bioconstrucciones corali-nas de Porites) y facies de talud arrecifal (con bre-chas de corales y “lenguas” de calcarenitas de Ha-limeda). El conjunto superior muestra diversas fa-cies con oolitos, parches arrecifales de coral y es-tromatolitos. Tanto en la Sierra de Santa Pola co-mo en otros relieves próximos existen magníficosafloramientos, donde se observan estromatolitos,con frecuencia en 3D, con diferentes morfologías(planares, en cúpulas, etc.).

Discordancia de Villafranqueza

Al NE de la ciudad de Alicante, en la pedaníade Villafranqueza, puede observarse uno de losmejores ejemplos de discordancia erosiva angular,entre los materiales turbidíticos plegados del Eoce-no y las areniscas del Mioceno Superior (Fig. 11).


Diapiro de Pinoso

El Cabeço o Cerro de la Sal, situado al SE de lapoblación de Pinoso, es un afloramiento de evaporitas(yeso, halita, ...) con arcillas de edad triásica. El Cerrode la Sal constituye un relieve de planta casi circularde unos 4 km de diámetro que se eleva más de 300 msobre el llano cuaternario. Precisamente, uno de los as-pectos singulares del Diapiro de Pinoso es este relievepositivo de morfología circular. Habitualmente, losafloramientos diapíricos suelen coincidir con depre-siones o relieves poco pronunciados debido a la pocaresistencia de las evaporitas (y de las arcillas que sue-len acompañarles). Sin embargo, en este caso la velo-cidad de ascenso de los materiales salinos es mayorque la de erosión. Se observan formas kársticas en losyesos, algunas de ellas exclusivas, en las partes altasde la cúpula (dolinas, uvalas, simas, túmulos). Enotros puntos la sal llega a aflorar (Cueva del Gigante).

Montnegre

Magnífico afloramiento triásico a favor de unazona de falla activa de dirección E-W, que deja suimpronta en la morfología de la ladera S (barrancosdesviados) y condiciona el curso del propio río. Asi-mismo el afloramiento tortoniense de la presa de Ti-bi aparece deformado por efecto de esta importantefalla. Debido al clima subárido y las característicaslitológicas de los materiales es muy común el desa-rrollo de surcos y cárcavas (Fig. 12).

Cueva de Canelobre

La Cueva de Canalobre es una de las cavidadesmás representativas de la parte meridional de la Co-munidad Valenciana (actualmente está abierta al tu-rismo). Está situada en la sierra del Cabeçó d’Or a 3km al N de Busot. Su descubrimiento se atribuye alos árabes en el siglo XI y sobre ella existen numero-sas historias populares. La Cueva de Canelobre esuna sima de aproximadamente 100 m de profundi-dad de morfología cilíndrica. Desde su cúpula sur-gen de forma espectacular multitud de estalactitas,algunas de las cuales superan la decena de metros. Alo largo de su recorrido es posible observar diversosespeleotemas y morfologías como estalagmitas, co-ladas y columnas, entre otras.

Arenal de Petrel

A unos 3 km al NW del municipio de Petrel,aparecen varios depósitos eólicos cuyo origen estáestrechamente relacionado con los depósitos detríti-cos de facies Utrillas del Barranco de la MajadaHonda. Concretamente, se trata de tres dunas inte-riores procedentes de la acumulación mayoritaria departículas de cuarzo de tamaño arena. La alta grano-clasificación (diámetro entre 0,25 y 0,50 mm) de es-tos depósitos arenosos, el perfecto redondeamientode sus granos, la superficie mate producto de laabrasión, las numerosas huellas de impacto que pre-sentan confirman su origen eólico (Auernheimer etal., 1981).

Serra Gelada

Esta sierra separa las bahías de Benidorm y de Al-tea. A lo largo de sus 6 km de extensión muestra unperfil asimétrico muy característico. En efecto, suflanco SE corresponde a una impresionante costaacantilada, con alturas que superan los 400 m. Por elcontrario, su flanco NW corresponde a una vertientemucho más suave. Además de la morfología acantila-da, Sierra Helada destaca por sus depósitos de eoliani-tas, por las fallas de La Escaleta y de Punta Bombarda,sus mineralizaciones de ocres y su estratigrafía cretá-cica (Fig. 13).


Fig. 13. Panorámica de la costa acantilada de Se-rra Gelada modelada en rocas de edad cretácica.

Fig. 11. Discordancia angular de Villafranqueza(al N de la ciudad de Alicante).

Fig. 12. Panorámica de la falla del Montnegre quepone en contacto arcillas y yesos de edad triásicacon margas de edad cretácica. Las cárcavas se handesarrollado en estas últimas rocas.

Penyal d’Ifac

Situado en la localidad de Calpe, fue declaradoParque Natural por la Generalitat Valenciana el 19de enero de 1987. El Peñón formaba un islote próxi-mo a la costa pero actualmente está unido al conti-nente por dos barras arenosas donde se localizan lasplayas de la Ensenada al Sur y la playa de la Fossa alNorte (Fig. 14). Los sedimentos arenosos actuales seapoyan sobre depósitos litorales de edad Tirreniense(Cuaternario) que probablemente ya conectaron elantiguo islote con el continente. Se trata por tanto deun tómbolo que ha permitido el desarrollo de unapequeña laguna litoral conocida como El Saladarpor su antigua utilización como salina.

Simas de Partagat (Sierra de Aitana)

En las proximidades de la cima de Aitana, cercadel Pas de la Rabosa existen unas grietas de gran pro-fundidad conocidas como Simas de Partagat (diacla-sas de tensión de dimensiones espectaculares) (Fig.15). En la ladera norte también se observan magnífi-cos afloramientos de fallas normales (espejos de falla)y depósitos periglaciares (derrubios ordenados, ríosde bloques, cantos rotos por crioclastia, suelos enguirnalda, etc.).

Els Frares (La Serrella)

La Sierra de la Serrella es un relieve concor-dante cuya estructura es un anticlinal en rocas deedad cretácica y terciaria. En la ladera norte de laSierra se observan unos curiosos pináculos cono-cidos como “Els Frares” resultado de la erosión di-ferencial de rocas con distinta resistencia. Tam-bién se observa algún “arco” natural modelado encalizas.

Cala del Moraig

La cala del Moraig destaca especialmente porsu morfología litoral. Además de la cova delsArcs, la cala está rodeada por unos imponentesacantilados de más de 100 m de altitud. El frenteacantilado está estrechamente ligado a la falla delRiu Blanc que pone en contacto rocas de edad cre-tácica en el bloque levantado con rocas de edad

eocena en el bloque hundido (el salto vertical de lafalla del Riu Blanc es de varios centenares de me-tros) (Fig. 8).

Barranc de l’Infern

Se trata de un espectacular desfiladero seco aso-ciado a la morfología kárstica presente en las Sierrasadyacentes de Alfaro y Mediodía. La tectónica alpi-na reciente ha generado la elevación generalizadadel relieve de la provincia y consecuentemente elencajamiento de la red de drenaje (Fig. 16). De estemodo, cuando este encajamiento se produce sobrerocas carbonatadas, se desarrollan desfiladeros o ca-ñones kársticos como el del Barranc de l’Infern, eldels Bandolers (Sierra del Ferrer), el del Mascarat(entre El Toix y Serra Bernia), etc . En general estosdesfiladeros no llevan agua en superficie de modoque, si se construyen presas, el agua no llega a lle-narlas al producirse fuertes filtraciones. Este es elcaso de la Presa de Isbert, cuyo papel fundamentalno ha sido aquel para el que se construyó, es decir, elde almacenar agua, sino el de remansar el agua enépocas de fuertes lluvias y evitar inundaciones y, depaso recargar el acuífero y alimentar surgencias, co-mo las de Tormos, de alto interés didáctico y cientí-fico.


Fig. 15. Fotografía de la zona alta de la sierra deAitana en la que se observa el escarpe en las cali-zas eocenas y las enormes diaclasas de tensión co-nocidas como Simas del Partagat.

Fig. 14. Panorámica del Penyal d’Ifac (cortesía del Diario Información).

Cabo de San Antonio

Desde el pie del Montgó hasta el Cabo de San An-tonio, se extiende el rellano de Les Planes. Se trata deuna hombrera aplanada correspondiente a una superfi-cie de erosión plio-pleistocena que da paso a una costaacantilada. Estas superficies han sido interpretadas tra-dicionalmente como antiguas plataformas de abrasiónmarina posteriormente elevadas o que quedaron col-gadas al descender el nivel del mar; si bien en muchoscasos se trata de superficies de erosión continental omixta. Con posterioridad la plataforma de Les Planesha sido modelada por procesos kársticos, que se mani-fiestan claramente en las proximidades del Cabo deSan Antonio (dolinas, lapiaces, terra rossa, etc.).

Marjal de Pego-Oliva

Con casi 1300 ha el Parque Natural de la Marjalde Pego-Oliva es una de las zonas húmedas más im-portantes de la Comunidad Valenciana. Se trata deuna laguna costera separada del mar por un cordóndunar. En esta laguna endorreica se produce la des-carga natural de cursos superficiales, acuíferos y laentrada de agua del mar, lo que unido a su escasa co-ta topográfica y emplazamiento climático húmedo(recibe precipitaciones medias en torno a 900mm/año) favorece que presente niveles freáticos ele-vados y origine un ambiente palustre. Actualmente,esta laguna costera se encuentra parcialmente trans-formada por la intervención humana. No obstante,como zona húmeda sigue teniendo una importanteriqueza ambiental e hidrogeológica. Así, a lo largode la misma discurren los ríos Vedat-Bullents y Ra-cons-Molinell y es posible observar diferentes ma-nantiales de aguas subterráneas que reciben la deno-minación de Ullals. Estas surgencias muestran unavariada gama de salinidades como consecuencia dela influencia del mar.

AGRADECIMIENTOS

Queremos agradecer la amabilidad de D. IvánMartín por habernos cedido gentilmente la fotogra-fía de la figura 5. También nuestro agradecimientoal Diario Información por la cesión de las fotografí-

as aéreas 4, 14 y 16; especialmente a D. Jose Mª Pe-rea y a Dª Eva Soler. También queremos mostrarnuestro agradecimiento a ANAYA Educación porhabernos cedido gentilmente el MDT, y a D. RafaelNuche por sus desinteresadas gestiones.

BIBLIOGRAFÍA

Alegret, L. (2002). Sedimentología y micropaleonto-logía (foraminíferos bentónicos) del tránsito Cretácico-Terciario: Correlación entre las áreas del Golfo de Méxicoy el Tethys. Tesis Doctoral, Univ. Zaragoza, 476 p.

Alfaro, P. (1995). Neotectónica en la cuenca del BajoSegura (extremo oriental de la Cordillera Bética). TesisUniv. Alicante, 320 p.

Alfaro, P., Andreu, J.M., Delgado, J., Estévez, A.,García, E., López Arcos, M., Rodríguez, M., Soria, J.M. yYébenes, A. (1999). Itinerarios geológicos por el litoral dela provincia de Alicante. Instituto de Ciencias de la Educa-ción, Universidad de Alicante, 86 pp.

Alfaro, P., Andreu, J.M., Estévez, A., López Arcos,M., Soria, J.M., Yébenes, A., Castro, J.M., González Fer-nández, J., González Herrero, M., López Gómez, J.F. yLópez Martín, J.A. (1999). Itinerario geológico litoral en-tre Benidorm y Calpe (provincia de Alicante). Instituto deCiencias de la Educación, Universidad de Alicante, 31 pp.

Alfaro, P., Delgado, J., Estévez, A., Soria, J.M. y Yé-benes, A. (2002). Onshore and offshore compressional tec-tonics in the eastern Betic Cordillera (SE Spain). MarineGeology, 186, 337-349.

Andreu Rodes, J. M. (1997). Contribución de la sobre-explotación al conocimiento de los acuíferos kársticos deCrevillente, Cid y Cabeçó d’Or (provincia de Alicante).Tesis Doctoral, Univ. Alicante, 475 p.

Argus, D.F., Gordon, R.G., De Mets, C. y Stein, S.(1999). Closure of the Africa-Eurasia-North America platemotion circuit and tectonics of the Gloria Fault. J. Ge-ophys. Res., 94, 5585-5602.

Auernheimer, C. (1979). Los medios de sedimenta-ción del Mioceno medio de Elda-Petrel (Alicante), en susaspectos estratigráficos y geoquímicos. Tesis Doctoral,Univ. Alicante, 534 p.

Auernheimer, C., Lledó, M.J. y Bellot, J. (1981). Are-nal de Petrel. Informe geológico y ecológico. Ed. Caja deCrédito de Petrel, S. Coop. Lda.

Azañón, J.M., Galindo Zaldívar, J., García Dueñas, V.y Jabaloy, A. (2002). Alpine Tectonics II: Betic Cordilleraand Balearic Islands. En: Geology of Spain (Eds: W. Gib-


Fig. 16. Panorámica aérea del Barranc de l’Infern, ejemplo del encajamiento de la red de drenaje que está su-friendo la mitad septentrional de la provincia de Alicante (cortesía del Diario Información).

bons y T. Moreno). Published by the Geological Society ofLondon, 401-416.

Azéma, J. (1966). Géologie des confins des provincesd'Alicante et de Murcia (Espagne). Bull. Soc. Géol. Fran-ce, (7), VIII, p. 80-86.

Azéma, J. (1971). Le Prébétique de Cieza à Alicante.Cuad. Geol. Ibérica, vol. 2, p. 111-124.

Azéma, J. (1977). Étude géologique des zones exter-nes des Cordillères Bétiques aux confins des provincesd'Alicante et de Murcie (Espagne). Tesis Univ. Pierre etMarie Curie, Paris VI, 393 p.

Cañaveras, J.C., García del Cura, M.A. y Meléndez,A. (2000). Itinerarios geológicos por la provincia de Ali-cante y limítrofes. Excma. Diputación provincial de Ali-cante, 127 pp.

Castro Jiménez, J. M. (1998). Las plataformas del Va-langiniense Superior - Albiense Superior en el Prebéticode Alicante. Tesis Doctoral, Univ. Granada y Jaén, 464 p.

Cortés, J.M., Antoranz, A., Menvielle, S., Ratsiman-dresy, A., Cisneros, J., Ramos, S., Cabrera, M.C., Serrano,V. y Mateu, J. (2003). La intrusión marina en el sistema decuevas Moraig-Toix. Un estudio para la recuperación delacuífero de la depresión de Benissa (Marina Alta-Alican-te). Boletín nº 4 SEDECK, Sociedad Española de Espeleo-logía y Ciencias del Karst.

Cremades Campos, J. (1982). Contribución al conoci-miento de los foraminíferos planctónicos y al estudio bio-estratigráfico del Eoceno y Oligoceno del sector orientalde las Cordilleras Béticas. Tesis Doctoral, Univ. Granada,359: 350 p.

Crespo, A. y Luján, M. (2004). ¿Cómo se forman lasmontañas?. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, en prensa.

Champetier, Y. (1972). Le Prebétique et l'Ibérique cô-tiers dans le Sud de la province de Valence et le Nord de laprovince d'Alicante (Espagne). Mém. Sci. de la Terre,Nancy, 24, 1-170.

Darder Pericás, B. (1945). Estudio geológico del surde la Provincia de Valencia y norte de la de Alicante. Bol.Geol. Min. España, 57, 59-837.

De Ruig, M. J. (1992). Tectono-sedimentary evolutionof the Prebetic Fold Belt of Alicante (SE Spain). TesisFree Univ. Amsterdam, 207 p.

De Smet, M.E.M. (1984). Investigation of the Crevi-llente fault zone and its role in the tectogenesis of the Be-tic Cordilleras, Southern Spain. Tesis Free Univ. Amster-dam, 174 p.

Delgado, J. (1997). Zonificación sísmica de la VegaBaja del río Segura: Análisis de la respuesta del suelo. Te-sis doctoral, Univ. Alicante.

Garcín, M. (1987). Le bassin de San Miguel de Salinas(Alicante, Espagne), relations entre contexte structurosédi-mentaire et dépôts évaporitiques et carbonatés au Messi-nien. Tesis Doctoral, Univ. Paris-Sud Orsay, 297 p.

Granier, B. (1987). Le Cretacé inférieur de la CostaBlanca entre Busot et Altea, Alicante (Espagne); biostrati-graphie, sédimentologie, evolution tectonosedimentaire.Tesis Doctoral Univ. Paris VI, 279 p.

Guimerà, J., Anadón, P., Estévez, A. et al. (1992).Història Natural dels Països Catalans: Geologia II. Funda-ció Enciclopèdia Catalana, 548 p.

Jerez, F. (1979). Contribución a una nueva síntesis de lasCordilleras Béticas. Bol. Geol. Min., t. XC-VI, p. 503-555.

Jiménez de Cisneros, D. (1904). La existencia del In-fracretáceo en Busot (Alicante). Bol. R. Soc. Esp. Hist.Nat., 4, 296-297.

Jiménez de Cisneros, D.(1907). Excursiones a los alre-dedores de la Sierra del Cid. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat.,7, 273-278.

Jiménez de Cisneros, D. (1916). Geología y Paleonto-logía de Alicante. Mem. Mus. Nac. Cien. Nat., 21, 1-140.

Lancis Sáez, C. (1998). El nanoplancton calcáreo delas cuencas neógenas orientales de la Cordillera Bética.Tesis Doctoral, Univ. Alicante, 423 p.

Lillo Beviá, J. (1973). Estudio paleontológico y geoló-gico del Jurásico y Cretácico inferior del Sur de la provin-cia de Alicante. Tesis Doctoral, Univ. Complutense Ma-drid, 534 p.

MacLeod, N., Keller, G., 1991. How complete areCretaceous/Tertiary boundary sections? A chronostrati-graphic estimate based on graphic correlation. Geol. Soc.Am. Bull., 103, 1439-1457.

Martínez-Ruiz, F. (1994). Geoquímica y mineralogíadel tránsito Cretácico-Terciario en la Cordillera Bética yen la cuenca Vasco-Cantábrica. Tesis Doctoral, Univ. Gra-nada, 280 p.

Martínez-Ruiz, F., Ortega-Huertas, M. y Palomo, I.(1999). Positive Eu anomaly development during diagene-sis of the K/T boundary ejecta layer in the Agost section(SE Spain): implications for trace elements remobilisation.Terra Nova, 11, 290-296.

Meléndez, I. (2004). Geología de España, una historiade seiscientos millones de años. Ed. Rueda, 277 pp.

Molina, E. (1996). The Cretaceous-Tertiary boundarymass extinction in planktic foraminifera at Agost, Spain.Rev. Micropaléontologie, 39, 225-243.

Molina, J.M. y Vera, J.A. (2003). Bibliografía geoló-gica de la Cordillera Bética y Baleares (1978-2002). Uni-versidad de Jaén, 271 pp. (incluye CD).

Montenat, C. (1977). Les basins néogènes et quaternariesdu Levant d’Alicante à Murcie (Cordillères bétiques orienta-les, Espagne). Stratigrafphie, paléontologie et évolution dyna-mique. Docum. Lab. Géol., Univ. Lyon, 69, 345 pp.

Montoya, P. (1995). Los macrovertebrados del Mioce-no superior del área de Crevillente (Alicante). Tesis Doc-toral, Univ. Valencia, 655 p.

Nieto Albert, L. M. (1997). La Cuenca Subbética Me-sozoica en el Sector Oriental de las Cordilleras Béticas.Tesis Doctoral, Univ. Murcia, 562 p.

Pina, J. A. (1986). Caracterización geoquímica de me-dios sedimentarios del Cretácico en el Prebético InternoOriental. Tesis Doctoral, Univ. Alicante, 423 p.

Pulido Bosch, A. (1978).Contribución al conocimien-to de la hidrografía del Prebético Nororiental (provinciasde Valencia y Alicante). Boletín I.G.M.E., 95 p.

Smit, J., (1990). Meteorite impact, extinctions and theCretaceous/Tertiary boundary. Geol. Mijnb. 69, 187-204.

Smit, J. (1999). The global stratigraphy of the Cretace-ous-Tertiary boundary impact ejecta. Ann. Rev. Earth Pla-net. Sci., 27, 75-113.

Soria, J.M., Yébenes, A. y Caracuel, J.E. (2002). Lasección Messiniense-Plioceno de Crevillente (CordilleraBética oriental): expresión de la crisis de salinidad del Me-diterráneo. Geogaceta, 31, 159-162.

Tent Manclús, J.E. (2003). Estructura y estratigrafía delas Sierras de Crevillente, Abanilla y Algayat: su relacióncon la falla de Crevillente. Tesis Univ. Alicante, 970 p.

Vera, J.A. (Ed.) (2004). Geología de España. SGE-IG-ME, Madrid, en prensa.

Vera, J.A. (2004). Geología de la Cordillera Bética(con referencia expresa a la provincia de Alicante). En:Geología de la provincia de Alicante. Libro guía de las ex-cursiones del XIII Simposio sobre Enseñanza de la Geolo-gía. Instituto de Ciencias de la Educación, Universidad deAlicante, en prensa.

Vera, J.A. (1994). Geología de Andalucía. Enseñanzade las Ciencias de la Tierra, 2.2 y 2.3, 306-316. �


TEMA DEL DÍA - RUA: Principal · da en el libro “Geology of Spain” (Gibbons y More-no, 2002)....

Documents

Transcript of TEMA DEL DÍA - RUA: Principal · da en el libro “Geology of Spain” (Gibbons y More-no, 2002)....