PARADA 1. Mirador. (Carmen Ferrer y Carla García). En este mirador, encontramos un lugar inmejorable para realizar la introducción general a nuestra ruta, ya que podemos observar como si fueran las gradas de un gran circo, todas las montañas que rodean a Altea: Sierra de Bernia, Cabeçó d'Or, Peñón de Ifach, Puig Campana… Desde aquí podremos explicar más visualmente, el origen geológico de la depresión que ocupa el pueblo, e introducir las unidades que estudiaremos durante el itinerario. Hace aproximadamente 23 millones de años todo lo que observamos desde este mirador, era parte de una gran cuenca marina. Pero algo después (entre 20 y 8 m.a.) todo cambió, pues el desarrollo de la Orogenia Alpina provocó que estos fondos se plegaran y se levantaran, dando lugar a montañas aún más altas que las que estamos observando en la actualidad. La causa última de esta inversión proviene del empuje de la placa africana hacia el norte y de cómo, en su movimiento, desplazó hacia el oeste una pequeña placa llamada “placa de Alborán” que acabó chocando y arrastrándose contra la placa Ibérica y levantando toda la cadena Bética (ver explicaciones en SENDEROS GEOLÓGICOS DE ALICANTE). Pero no todo lo que vemos son montañas. Enfrente de nosotros todo el anillo rocoso rodea una depresión denominada depresión de Altea. En realidad, esta depresión fue ya antes del Mioceno inferior un gran domo salino, como una “burbuja” de sal, yeso y arcilla, formado por evaporitas de edad Triásica. El ascenso de estos materiales había comenzado antes de la fase principal de deformación y, por tanto, la compresión elevó tanto los sedimentos como las sales, plegándolo todo de forma algo caótica y desordenada ( Martínez del Olmo et al., 2015). El empuje sobre la burbuja salina creó un islote que llegaría a alcanzar los 2000 metros de altura. Esa elevación del terreno y la fácil erosión y disolución de las sales cerca de la superficie provocó que parte de las rocas que había encima y a los lados se deslizaran por las laderas hacia las aguas abiertas. Esto causó el emplazamiento de grandes bloques llamados olistolitos en el talud marino, como son El Peñón de Ifach y la Sierra de Oltá (Fontana & Gisbert, 2003). La Serra Gelada, que es donde se sitúa nuestro itinerario, es un bloque de estratos marinos calcáreos del Cretácico inferior de unos 800 m. de espesor, situada en el lado SW del diapiro. Las capas están inclinadas hacia el NW y en ellas se han descrito hasta 8 unidades estratigráficas (para una descripción detallada ver Yébenes et al. 2003), de las cuales nosotros visitaremos las del Aptiense medio y superior (unidades 2, 3, 4, paradas 2, 3, 4 y 8) y Albense inferior (unidades 5, 6, parada 10), así como las fallas (parada 7), mineralizaciones (paradas 5 y 6) y cobertera más reciente (Cuaternario, paradas 9 y 10). Es importante tener en cuenta que el orden de las paradas no sigue el orden estratigráfico de las unidades ya que hasta la parada 7 iremos en sentido inverso (de más moderno a más antiguo) y que las últimas tres paradas ya no seguimos orden estratigráfico.
PARADA 2. Plataforma Urgoniana. (Claudia Martín, María Marhuenda, Guillermo Belda). Tras la introducción de la parada uno, comenzamos en este punto a reconocer las diferentes unidades del Cretácico inferior. Pasado el túnel encontramos en la 1ª curva, junto a un mirador, una serie de estratos masivos de caliza gris plagados de conchas fósiles. Estos materiales se corresponden con la unidad 4, que tiene una edad Aptiense superior (aproximadamente 115-113 ma.), definida como “calizas con rudistas y ostreidos” en Yébenes et al. (2003). Este tipo de sedimentos son conocidos en geología como plataformas o complejos urgonianos, ya que fueron descritos por primera vez en la localidad francesa de Orgon (Aviñón). Consisten en calizas de carácter arrecifal, con la peculiaridad de haber sido construidas, no por corales, si no por un tipo de bivalvos llamados Rudistas. Estos extraños ambientes arrecifales formaron grandes extensiones en forma de plataforma por amplias regiones del antiguo mediterráneo llamado Tethys. Según llegamos al punto, lo primero que encontramos es un panel informativo que nos presenta uno de los tipos de fósiles, unos bivalvos parientes de las ostras llamados Condrodontos, con un modo de vida similar a las actuales Pinnas, típicas de las praderas de Posidonia. Pero las conchas más corrientes en estos niveles son diferentes. Tienen forma de vaso y se pegan unas a otras formando bancos, de un modo similar a como lo hacen los corales en un arrecife. Estos son los bivalvos Rudistas y fueron tan corrientes durante el cretácico inferior que son el elemento clave de estas Plataformas Urgonianas. Podemos estudiar varios tipos de Rudistas, entre los que destacan los de mayor tamaño, de concha calcítica marrón y secciones más cuadradas; son los Requiénidos del género Pseudotoucasia. Estos rudistas tenían una valva enrollada en espiral y apoyada en el fondo y la otra en forma de tapadera. También observamos otras conchas cilíndricas más pequeñas y simples en pequeños grupos o ramilletes, son los Monopleúridos. Por último, también podemos encontrar de forma dispersa, algún rudista más complejo de concha reticulada y gruesa perteneciente al grupo de los Radiolítidos. Un aspecto interesante de estos estratos es que en detalle, la matriz de la roca está plagada de puntitos blancos: son pequeños foraminíferos llamados miliólidos especialmente abundantes en aguas bien iluminadas y de escasa profundidad y que, por tanto, corroboran que el ambiente de sedimentación era de tipo arrecifal. Si seguimos andando hacia abajo, los estratos se hacen más tabulares y la caliza gris deja de tener tantos rudistas. Aunque aún seguimos en la unidad 4, tenemos que recordar que estamos bajando en la sucesión de estratos y que, por consiguiente, éstos son más antiguos que los anteriores. Más en detalle vemos que la roca está plagada de pequeños bastoncillos, inmersos en una matriz de grano fino. Los fósiles son pequeñas y delicadas ramas de coral rotas pero poco erosionadas, pertenecientes al género Procladocora. Por la conservación de los fósiles y la gran cantidad de matriz fina se deduce que el ambiente debió ser tranquilo, seguramente una laguna protegida por el arrecife (Yébenes et al., 2003) . Estos afloramientos de la unidad 4 son de alto valor pedagógico porque nos muestran ambientes sedimentarios antiguos con arrecifes de estos extraños bivalvos llamados Rudistas, donde los corales ocupan una posición marginal, al contrario que en la
actualidad. No deja de ser sorprendente poder observar estas rocas propias de un ambiente tropical en nuestra provincia, hoy en dĂa tan alejada del Ecuador.
PARADA 3. Oolitos y corales (María Peñas y Andrés Moreno). Para alcanzar la parada 3 tenemos que seguir unos 100-120 m hacia abajo por la carretera. Por el camino seguimos viendo estratos que van siendo cada vez más antiguos. Primero pasamos de largo por un tramo blando que corresponde a la unidad 3 y rápidamente comenzamos a ver potentes estratos de calcarenitas de color ocre amarillento de la unidad 2. Un poco después del mojón que señala el kilómetro 1 de la ruta, nos paramos a analizar las características de la roca. A primera vista podemos observar paquetes arenosos de láminas que van en una dirección, y paquetes que van en otra, fenómeno que recibe el nombre de estratificación cruzada. Estos paquetes de láminas se interpretan como “dunas subacuáticas” y para que se formen es necesario el efecto del oleaje y las corrientes, lo que implica que seguimos estando en medios poco profundos, aunque en esta unidad, dominados por el oleaje (Yébenes et al., 2003). Una de las cosas más interesantes de este material, es que los componentes que forman la arena son oolitos. Estos oolitos son pequeños granos esféricos que se han formado a causa del movimiento producido por las corrientes de los mares tropicales, cuya agua suele estar más caliente y contiene mucho carbonato cálcico disuelto que puede precipitar con facilidad. Los granos son fragmentos detríticos pequeños y la agitación del agua los mantiene girando en suspensión. Alrededor de ellos van creciendo películas de carbonato cálcico que acaban por formar pequeñas perlas. Cuando éstas alcanzan un tamaño suficiente quedan en el fondo y dejan de crecer. Estos oolitos se forman hoy en día en mares tropicales (por ejemplo en las Bahamas) y por tanto también constituyen un marcador paleo-ambiental excelente. Acompañando a los oolitos en algunos puntos, aparecen unas láminas o bandas centimétricas de color caramelo. Se tratan de pequeñas colonias coralinas. En los momentos de menor energía debieron crecer encima de las barras arenosas. Algunos trozos fueron arrastrados ya que los encontramos boca abajo, aunque la mayor parte de las veces están en posición de vida, lo que significa que pudieron subsistir en este fondo tan móvil y difícil de conquistar. Tanto las dunas subacuáticas de oolitos, como los corales laminares, nos indican un ambiente tropical submarino. Este afloramiento es poco conocido, pero nos aseguran que debe ser interesante desde el punto de vista científico por sus corales (es raro ver corales en fondos móviles como éstos). A nosotros, que en un primer momento no éramos capaces de ver nada en esta pared, nos resulta sorprendente lo que puede deducirse y cómo puede usarse para reconstruir el pasado.
PARADA 4. Herring bone. ( Antonio de Moya y Alejandro Martínez). Más abajo en la carretera, en la parte media de la unidad 2, las calcarenitas ocres dejan de ser oolíticas y muestran un aspecto menos masivo, es aquí donde localizamos la parada 4. Nuestro objetivo es describir y resaltar la singularidad de las estructuras sedimentarias que podemos ver en todo el afloramiento. Las calcarenitas son rocas sedimentarias detríticas pero carbonatadas, formadas por la consolidación de arenas calcáreas y son en cierto modo equivalentes a las areniscas. Las estructuras observadas en ellas, indican en conjunto, un ambiente sedimentario muy concreto y que suele ser de difícil conservación en el registro geológico: llanura de marea en una zona de playa. Entre las estructuras sedimentarias, destaca un tipo de laminación cruzada especial denominada estratificación en espina de pescado (herring bone). En esta estructura, los paquetes de láminas se observan con inclinación inversa y alternante, bastante simétrica y con el añadido de un pequeño film de grano más fino que los separa. Esta estructuración con dos direcciones de depósito contrapuestas, se interpreta como el resultado de la acción mareal y es una estructura rara en el registro. Además observamos ripples, intercalaciones limosas, canales erosivos, bioturbación y superficies ferruginosas en el techo de algunos estratos. Los canales se originan cuando las mareas son muy grandes y el agua al retirarse, erosiona la arena, canalizando el flujo de vuelta al mar. Los ripples e intercalaciones limosas, aunque son corrientes en otros ambientes sedimentarios, siguen siendo coherentes con la interpretación. La bioturbación sería la acción de los organismos que colonizan el fondo arenoso de la llanura de marea. Por último, las zonas rojizas nos indican que durante ciertos periodos de tiempo el fondo dejó de recibir sedimentos y quedó expuesto el tiempo suficiente como para endurecerse y oxidarse. El conjunto de las observaciones perfilan un entorno aún más somero que en la parada 3 y que en la parada 2. Si ordenamos las observaciones de estratos más antiguos a estratos más modernos, en esta parada estarían los más antiguos. Como son además los más someros, podemos decir, que desde esta parada a la parada 2 (Plataforma Urgoniana), registramos una suave subida del nivel del mar, lo que se conoce como transgresión. Esta parada tiene importancia pedagógica ya que nos permite deducir un medio sedimentario que no suele quedar registrado. Podemos integrar todas las observaciones para imaginar un entorno con mareas mucho más importantes que las que podemos observar actualmente en el mediterráneo. Quizás esto podría estar relacionado con que durante el cretácico inferior, aún este mar no existía y en su lugar se extendía una masa de agua mucho mayor, el océano del Tetis.
PARADA 5. Espeleotemas. (Paula Marhuenda y Carmen Dorado). La quinta parada de este itinerario se sitúa pasado el kilómetro 2, en la parte final de la cuesta de la carretera, muy cerca del fondo del valle. Estamos situados en la parte baja de la unidad 2 del cretácico inferior, que como vimos en las dos paradas anteriores y como se describe en la bibliografía (Yébenes et al., 2003), está formada por calcarenitas amarillas de facies marinas litorales. En este afloramiento el objeto principal de observación ya no son los estratos de roca y sus componentes que revelan un medio de sedimentación antiguo; lo que nos interesa aquí es algo más moderno, un material diferente que penetra los estratos de calcarenitas. Este material es de color marrón en corte fresco y blanquecino anaranjado por fuera y además tiene un aspecto laminado. De cerca se observa que está formado por capas de cristales de calcita grandes, que forman empalizadas. Estos cristales que brillan y forman empalizadas laminares, corresponden al relleno de una cavidad kárstica (cueva) producida por fenómenos de disolución más o menos recientes. Estos rellenos calcíticos se denominan espeleotemas y su formación es similar en sus mecanismos a la formación de una estalactita. En el caso de este afloramiento, las láminas debieron formarse en el fondo ligeramente inclinado de la cueva donde se acumula el agua y circula muy despacio de modo que el CO2 disuelto sale del fluido y el carbonato cálcico va precipitando lentamente, dando lugar a la formación que se denomina colada. Aunque este tipo de espeleotema es uno de los más típicos en la evolución de un Karst, sirve para ver una dimensión nueva de los procesos que afectan a los materiales geológicos, en este caso la karstificación reciente del macizo de Serra Gelada. No es una anécdota, ya que cerca de este punto observamos también la Cueva de la Ballena, situada detrás de nosotros en dirección sur y si nos fijamos un poco más, veremos multitud de fenómenos de disolución que nos hacen llegar a la sospecha de que estas montañas deben tener en su interior cavidades y conductos kársticos aún desconocidos.
PARADA 6. Minas de ocre. (Neus Castro y Ana Beviá). Pasada la curva donde la carretera comienza a ascender hacia el faro, observamos que la roca caliza presenta mineralizaciones. Para analizarlas elegimos un punto pasada la primera vaguada. La roca es una calcarenita de color marrón verdoso y a veces grisáceo donde abundan marcas de galerías de bioturbación, aspectos que no habíamos observado hasta ahora en ninguna de las unidades. El profesor nos dice que es la unidad 5 descrita por Yébenes et al. (2003) y por tanto hemos dado un salto brusco hacia arriba en la columna estratigráfica, ya que en la parada anterior estábamos en la base de la unidad 2 (ya veremos en la parada 7, por qué sucede esto). Destacan en la roca unas bandas de trazado irregular, sinuoso y de coloraciones oscuras que van desde el rojo hasta el negro y que se superponen a la estructura normal del estrato. Son mineralizaciones de hierro utilizadas en el pasado para la producción de ocre. Normalmente los ocres naturales se obtienen mediante la minería a cielo abierto. Esto lo podemos observar un poco más arriba en la carretera y señalizado con un panel informativo. Desde allí, sale un camino que nos lleva a la entrada de una mina de ocre y hasta los restos arqueológicos de la explotación, que llegan hasta una pequeña cala, en donde los barcos recogían el mineral. Estas mineralizaciones de hierro están formadas por las siguientes fases minerales: • • •
Oligisto o hematites. Es un compuesto de óxido férrico y tiene un característico color castaño rojizo y negro-metálico. Goethita. Es un hidróxido y por tanto, está formado por hierro, oxígeno e hidrógeno y es de color negro y hábito botroidal. Limonita. Es una mezcla de diversos óxidos de hierro (goethita, lepidocrocita) e impurezas. Tiene un color pardo amarillento y es aparentemente amorfa e hidratada.
Los ocres naturales, que son lo que contienen hematita o goethita, se presentan mezclados con cuarzo, arcillas, yeso, micas, feldespatos. En nuestro caso, las rocas de las que partimos son rocas calizas y por tanto, los acompañantes de los óxidos de hierro son, casi exclusivamente, las arcillas que restan de los fenómenos de disolución del carbonato cálcico (terra rossa), estando ausentes cuarzo, yeso y feldespatos. Estas observaciones nos hacen relacionar las bandas de ocre con los fenómenos de disolución vistos en la parada 5. Además observamos que en todo este lado del valle los puntos ricos en mineralizaciones de ocre son abundantes. Aún no hemos terminado de recoger todos los datos pero en la parada siguiente comprenderemos por qué mineralizaciones y fenómenos de disolución son tan abundantes en esta parte del camino. Esta parada es importante desde el punto de vista geológico porque aporta datos que nos ayudan a interpretar la estructura (como veremos en la siguiente parada). También lo es desde el punto de vista arqueológico, ya que existen indicios de que hubo explotaciones de ocre en sus minas desde la época de los romanos hasta el siglo XX (Alfaro et al. 2008) y sospechas de que estos yacimientos ya fueron utilizados durante el paleolítico ( blog de Julio Asunción, entrada 1). Los romanos utilizaban el ocre para obtener pigmentos para teñir las ropas y para hacer pintura con las que se decoraban las paredes de edificios y villas, también era fundamentales en los frescos, como los que podemos observar en la cercana villa romana del Albir (blog de Julio Asunción, entrada 2).
PARADA 7. Falla normal de punta bombarda. (Ana Míguez y Ángel Martínez). Seguimos camino hacia el faro y ya arriba, en el aparcamiento para bicicletas que hay en la misma entrada del edificio, nos paramos para observar. En la pared de roca volvemos a reconocer los componentes de la unidad 4, principalmente, las abundantes secciones de bivalvos Rudistas, característicos de las plataformas Urgonianas. Dando una vuelta por los alrededores terminamos de reconocer la unidad, volviendo a encontrar niveles de corales y también ostreidos del grupo de los Condrodontos (ver parada 2). Este hallazgo es sorprendente ya que aquí esperaríamos encontrar rocas más antiguas (la base de la unidad 2). Es algo parecido a lo observado en la parada anterior donde veíamos las mineralizaciones sobre la unidad 5. De modo que parece que todo este bloque del faro ha sufrido algún proceso que ha desplazado las unidades. Allí mismo, pero un poco apartado, encontramos un panel informativo que nos señala la causa: una gran falla normal corre por todo el fondo del valle y ha hundido todo el bloque del faro y por eso volvemos a encontrar aquí unidades que en principio estaban más arriba. Una vez avisados de que el paisaje que contemplamos se ha formado por el hundimiento del bloque del faro todas las piezas comienzan a encajar. El desplazamiento de la falla, lo que se denomina “salto”, alcanza cerca de 200 m. y es realmente una estructura geológica impresionante. Al desplazarse hacia abajo, todo el bloque del faro se ha fracturado a su vez en varios bloques. Si nos fijamos, en la traza de estas fallas es donde quedan situadas las mineralizaciones de ocre. También existe una clara relación entre estas fallas y los fenómenos kársticos de la parada 5. Esta parada tiene además otros valores, ya que está situada debajo de la antigua torre de vigía denominada Torre de la Punta Bombarda (cuyos restos han sido reconstruidos recientemente). Podemos visitar el centro de interpretación del parque que se sitúa en el interior del faro donde numerosos paneles nos informarán sobre los usos históricos del faro y sobre las características de la flora y la fauna. Las vistas desde el mirador son también impresionantes y un lugar desde el que podemos echar un primer vistazo a los grandes acantilados de esta vertiente marina del parque y a su zona litoral: se ven a lo lejos las piscifactorías de la bahía y algunas veces se pueden avistar cetáceos que según dicen, se han convertido en habitantes habituales de estas aguas (guía del parque). Aunque a nosotros lo que más nos interesa, siguiendo los objetivos del itinerario, es que aquí hemos encontrado las claves para comprender cómo se formó toda esta zona de la sierra y donde hemos podido encajar todas las piezas.
PARADA 8. Parches arrecifales en el acantilado. (Noah López y Javier Tornero). Para continuar con nuestra ruta, volvemos hacia atrás por la carretera. Pasada la entrada a la finca del faro sale un camino a mano izquierda que sube hacia el acantilado. En su entrada encontramos un panel informativo sobre el respetado geólogo alicantino Alfonso Yébenes, que da nombre al mirador donde situamos nuestra parada 8. Subimos el camino mientras atravesamos una de las numerosas minas de ocre hasta alcanzar el mirador. Superando la valla a mano izquierda sale un camino algo peligroso que recorre una cornisa. Cogemos este camino y avanzando con cuidado, unos 25 metros más allá se encuentra el punto de observación. Nuestro objetivo es reconocer la unidad 3, que no habíamos visto hasta ahora, ya que el afloramiento de la carretera (entre la parada 2 y la 3) es de baja calidad. Son margas muy fosilíferas, llenas de corales y pequeños braquiópodos que al ser más blandas producen un entrante en la pared. En el punto de observación marcado, vemos con nitidez la forma dómica de un parche arrecifal de unos 2,5 m de altura. Decimos que es un parche arrecifal porque está constituido íntegramente por un entramado de colonias coralinas, mientras que los huecos son de matriz margosa. En este entramado observamos colonias principalmente ramosas en la base que hacia el techo son parcialmente sustituidas por formas masivas, más adaptadas a una mayor energía del oleaje. Intercaladas entre ellas también son corrientes colonias laminares tanto de corales como de estromatopóridos (un tipo de esponja), formando en conjunto una asociación fósil de gran diversidad. Los corales están encostrados por películas de algas y en muchos ejemplares se observan perforaciones de bivalvos y esponjas. Este tipo de fenómenos son también característicos en los parches arrecifales de los mares actuales. Otra cuestión de interés es la abundancia de pequeñas conchas de braquiópodos (rinchonellas y terebrátulas) asociadas al edificio coralino, que en esta caso remarcan su peculiaridad. Esta bioconstrucción muestra en detalle sus componentes coralinos y las relaciones espaciales entre ellos, por lo que constituye un ejemplo inmejorable de construcción coralina fósil. Su presencia encaja a la perfección en el conjunto de paleoambientes tropicales que hemos ido observando en las unidades de anteriores paradas y además, a pesar de su escaso espesor, podemos distinguir su presencia a lo largo de toda la sierra (es un buen nivel guía). Resulta sorprendente encontrar este afloramiento tan bien conservado, en la pared de un acantilado que da al mar, lo que sin duda lo realza y lo hace más peculiar e interesante.
PARADA 9. Las dunas rampantes del acantilado de Serra Gelada. (Nicolás Álvarez y Hugo Martínez). Ahora volvemos al mirador de Alfonso Yébenes, pero en lugar de bajar de nuevo a la carretera, seguimos una pista que sale hacia el SW y que comienza a remontar la ladera, ascendiéndola poco a poco. Tenemos que tener cuidado de no irnos directamente hacia arriba. La pista cruza toda esta ladera a media altura hasta conectar con la siguiente vaguada en donde encontraremos una zona de mirador no equipada pero de características similares a la anterior. En su extremo SW volvemos a encontrar la unidad 3 con gran abundancia de fósiles, aunque los parches no se observan tan bien. Pero no venimos aquí por esto, nuestro objetivo es el panorama que se observa en la pared del acantilado que puede verse hacia el sur. Aquella ladera comienza con un pequeño acantilado blanco, que da paso a un talud de rocas grisáceas y margosas cubierta por una capa de material arenoso blanquecino. Este talud termina contra otro acantilado vertical de gran envergadura constituido por calcarenitas de color ocre. Ahora ya nos resulta fácil identificar estas calcarenitas con la unidad 2. Por tanto los materiales grisáceos del talud son las margas con ammonites de la unidad 1 y el pequeño acantilado inicial, las calizas blancas del Jurásico superior (estas unidades están descritas en Yébenes et al. (2003). Pero la unidad que más nos interesa aquí, son los materiales blanquecinos y arenosos que cubre las margas de la unidad 1. Son sedimentos recientes (80.000 años) que forman parte del sistema de dunas rampantes del acantilado marino de la Sierra del Albir. Estas dunas fósiles (eolianitas) se denominan rampantes porque la arena ha ascendido por la ladera y se ha ido acumulando sobre una superficie inclinada. Es quizás el mayor tesoro geológico del parque ya que constituye uno de los mejores ejemplos en todo el mundo tanto por volumen (16 millones de m3) como por altura alcanzada (200m)( Alfaro et al. 2008) y además, el biotopo que alberga especies terrestres más interesantes desde el punto de vista ecológico (guía del parque). Durante la última glaciación el nivel del mar llegó a estar mucho más bajo y el clima era más seco. Los vientos azotaban las zonas emergidas y llanas de los alrededores del acantilado, empujando la arena hasta sus paredes. El sistema dunar debió ser aún más extenso, pero tras el último máximo glacial el nivel del mar volvió a subir, erosionando paulatinamente la parte inferior y que ahora está sumergida. Este punto es el lugar accesible desde tierra donde mejor se pueden contemplar las dunas fósiles. Aunque no se aprecian las espectaculares estructuras sedimentarias ni los diferentes cuerpos de eolianitas que se superponen cuando las observamos más de cerca desde una embarcación, sí tenemos una gran visión de conjunto y podemos imaginar todo el proceso que describe los últimos episodios en la evolución de la Sierra.
PARADA 10. Eripichnus geladensis en la formación Sácaras y la discordancia angular con el cuaternario. (Eva Fernández, Celia García y Anastasia Gouba). Para llegar a la última parada hay un largo recorrido ya que tenemos que regresar hasta la zona de playa del Albir. Primero bajaremos con cuidado por una pequeña pista bastante empinada que nos deja de nuevo en la carretera a la altura de la parada 6. Ahora regresaremos por ella, de vuelta hacia el autobús. Por el camino podemos pararnos para observar el lugar hacia donde nos dirigimos. Por ejemplo, en el mirador que hay a la altura de la parada 2. Desde este punto se observan las series de estratos de las unidades 5 y 6. En Yébenes et al. (2003) se describen estas unidades de edad albiense, como secuencias de estratos de plataforma, con mayor profundidad que las unidades inferiores. Aquí se observa perfectamente cómo los estratos están organizados de forma cíclica. En cada ciclo la secuencia comienza con facies margosas blandas, que se corresponden a zonas de mayor profundidad (producen un entrante en la costa) . Hacia el techo del ciclo, los estratos son más calizos y van creciendo de espesor, aumentando a la par el tamaño de grano (calcarenitas) y la aparición de laminación cruzada típica de dunas subacuáticas (son los salientes que observamos desde el mirador). Estos ciclos de somerización son una característica de esta formación denominada formación Sácaras y han sido estudiados con mucho detalle en todos sus aspectos (Gianetti & Monaco 2015). Seguimos andando hasta llegar a la entrada del parque donde nos espera el autobús, pero cogemos a la derecha por la calle Camí Vell del Far, que baja hacia la playa. Unos 250 m calle abajo hay una pequeña salida a mano derecha que nos lleva hasta el acantilado. Por el borde, seguimos una pequeña pista que va bajando por la pared hasta la misma playa. Todo este sector de costa ha sufrido recientemente varios episodios de derrumbamiento, cosa que resulta evidente al observar la gran cantidad de bloques caídos. Las casas construidas aquí están expuestas a la inestabilidad de estas paredes y con su peso acrecientan el proceso natural de la gravedad, por lo que cabe preguntarse si su ubicación resulta adecuada. Pero nosotros hemos venido aquí a estudiar otros aspectos. En primer lugar destaca la discordancia angular que se observa en todo el acantilado. Los estratos inclinados de la unidad 6 que estamos observando de frente, aparecen cubiertos por otros estratos horizontales de tonos rojizos situados encima. Se observa nítidamente el contacto erosional entre ambas formaciones. Esta unidad superior es de edad reciente al igual que lo eran las eolianitas de la parada 9. Son materiales detríticos en los que destacan conglomerados y brechas que provienen de la erosión de la misma Sierra. Más de cerca podemos estudiar el contenido de los grandes bloques caídos de margas y calizas nodulosas que provienen de la unidad 6. El contenido faunístico es espectacular por su cantidad y variedad. Podemos encontrar abundantes erizos irregulares, braquiópodos, ammonites, diferentes tipos de bivalvos, e incluso algún fragmento arrastrado de coral. Pero sin duda los elementos más llamativos son las pistas fósiles, que aparecen por todos lados y son muy variadas. Entre ellas destacamos una que es especial ya que ha
sido definida aquí, en estos acantilados, llamada Eripichnus geladensis. Esta pista está caracterizada por ser un tubo horizontal más o menos sinuoso sin bifurcaciones y con una pared totalmente recubierta de pequeñas conchas que aumentan de tamaño de dentro hacia afuera. Aunque no sabemos mucho sobre el organismo productor (¿un gusano poliqueto?), sí se puede deducir que los trazados más rectos parecen estar relacionados con la existencia de corrientes orientadas y constantes (Gianetti 2005). Todo el acantilado tiene ejemplos de estas pistas y del abundante contenido fósil, aunque los derrumbes recientes hacen difícil su observación detallada. Otro punto para observar, Eripichnus geladensis, se sitúa al final del acantilado, a donde se puede acceder fácilmente desde el borde sur de la playa del Albir. Estas curiosas pistas son el elemento más destacable a nivel paleontológico de toda la Sierra. Además de ellas, el resto de rasgos de interés señalados aquí, hacen de la parada 10 un punto final inmejorable para este itinerario geológico.