la sierra de mariola: aspectos geomorfologicos y biogeograficos

LA SIERRADE MARIOLA

GUALDA GÓMEZ, Clara Eugenia.

La Sierra de Mariola, aspectos geomorfológicos y biogeográficos.Clara Eugenia Gualda Gómez.Alicante: Universidad, 1988. 270 p.; 21 cm.índice.- Bibliografía.ISBN. 84-86809-07-X.

1. Alicante - Geografía física. 2. Geomorfología climática.I. Universidad de Alicante, ed. II. Titulo 911.2 (467.33)551.4:551.58

Edita: Secretariado de Publicaciones.Universidad de Alicante.Diseño portada: Enrique. Gabinete de Diseño.Universidad de Alicante.Composición: Imprenta Universidad de Alicante.Impresión: Imprenta Universidad de Alicante.ISBN: 84 - 86809 - 07 - XDepósito legal: A - 285 - 1988

El contenido de este libro es parte de una tesis de licenciatura que,con el mismo título fue leída, en 1986, en el Instituto Universitariode Geografía.

CLARA EUGENIA GUALDA GÓMEZ

LA SIERRADE MARIOLA

ASPECTOS GEOMORFOLOGICOSY BIOGEOGRÁFICOS

UNIVERSIDAD DE ALICANTE

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A mis padres

A Emilio y Clara

ÍNDICE

INTRODUCCIÓN:

CAPÍTULO I:

GEOTECTÓNICA: RASGOS GEOLÓGICOS, LI-TOLÓGICOS Y ESTRUCTURALES

Introducción:

1. MARCO GENERAL 22

2. EVOLUCIÓN GEOLÓGICA 24

2.1. Litología.2.2. Actividad tectónica y fases de plegamiento.

3. INDIVIDUALIZACIÓN ESTRUCTURALDEL ANTICLINAL 34

3.1. Depresiones y áreas sinclinales.3.2. Unidades geoestructurales del anticlinal.3.2.1. Bóveda anticlinal.

3.2.1.1. Bóveda perforada.3.2.1.2. Bóveda triturada.3.2.1.3. Bóveda hundida y elevaciones circun-

dantes.3.2.2. Diapiro de San Cristóbal (Cocentaina).3.2.3. Zona de transición: surco SE.

CAPÍTULO II:

CONDICIONAMIENTOS CLIMÁTICOSACTUALES

Introducción:

1. ASPECTOS DINÁMICOS 52

2. FACTORES CLIMÁTICOS LOCALES: DEFINI-CIÓN DEL ÁMBITO Y TIPOLOGÍA CLIMÁTICA 53

2.1. Combinación de factores geográficos y topográ-ficos.

2.2. Tipología.

3. ANÁLISIS DE LAS TEMPERATURAS 60

4. LAS PRECIPITACIONES: CARÁCTER OROGRÁ-FICO 72

5. RELACIÓN ENTRE LA DISTRIBUCIÓN DE LASTEMPERATURAS Y LAS PRECIPITACIONES 84

5.1. Heladas-precipitación.5.2. Grado de aridez y balance hídrico.

CAPÍTULO III:

AGENTES MORFOLÓGICOS Y FACTORES CON-DICIONANTES EN EL MODELADO

Introducción:

1. PAPEL DEL ROQUEDO CALIZO 97

2. FRACTURACIÓN Y RED DE DIACLASAS 101

3. SISTEMA DE PENDIENTES 1043.1. Pendientes inferiores a 10.°3.2. Pendientes entre 10.° y 20.°3.3. Pendientes entre 20.° y 30.°3.4. Pendientes entre 30° y 40.°3.5. Pendientes superiores a 40.°3.6. Zonas llanas cacuminales

4. CONDICIONES MORFOCLIMÁTICAS 1094.1. La influencia de condiciones pasadas.4.2. Dinámica actual.

4.2.1. pluviometría.4.2.2. Temperaturas.

5. LA COBERTERA VEGETAL 119

5.1. Comunidades vegetales y su distribución espa-cial.

5.2. Acción morfológica del tapiz vegetal.5.3. Tipología de vertientes.

5.3.1. Vertientes cubiertas en biostasia.5.3.2. Vertientes y llanos interiores semicu-

biertos.5.3.3. Vertientes rocosas desnudas.

5.3.4. Vertientes deleznables en estado rhexis-tásico.

CAPÍTULO IV:

EL MODELADO KÁRSTICOIntroducción:

1. LAS FORMAS DEL RELIEVE KÁRSTICO 143

1.1. El Karst externo.1.1.1. El microkarst.1.1.2. Formas mayores de disolución.

1.2. El Karst interno.1.2.1. Karst bajo cubierta.1.2.2. El endokarst.

1.3. Acumulación hídrica subterránea y formas deemisión.

1.3.1. Rasgos definidores y funcionales de lasformas de emisión.

1.3.2. Principales conjuntos de emergencias.1.3.3. Recursos y aprovechamientos hídricos

subterráneos.

2. RED FLUVIAL KÁRSTICA 198

2.1. Caracteres morfométricos y desorganización dela red.

2.2. Los valles kársticos.2.3. Acción morfológica fluviokárstica.

2.3.1. Débiles encajamientos sobre calizas.2.3.2. Depresiones fluviokársticas mayores.2.3.3. Saltos hidrográficos y cascadas.

3. EVOLUCIÓN KÁRSTICA 214

3.1. Ciclo genético-evolutivo.3.2. Erosión kárstica actual.

CAPÍTULO V:MODELADOS PERIGLACIAL Y SEMIÁRIDO

Introducción:

1. FORMAS PERIGLACIARES 232

1.1. Mecanismos de destrucción de la roca y su distri-bución espacial.

1.2. Formas del modelado periglacial.

2. MORFOLOGÍA SEMIÁRIDA: LOS GLACIS 2422.1. Depresión de Muro de AJcoy.2.2. Superficies glacificadas menores.

APÉNDICE

CONCLUSIONES 253

BIBLIOGRAFÍA GENERAL 263

INTRODUCCIÓN

El interés que a primera vista suscita el área de estu-dio, situada al norte de la provincia de Alicante, aumentatoda vez que se profundiza en un análisis morfológico. Lasierra de Mariola es importante no sólo por su altitud o porsu agresividad paisajística, obviamente son estos elemen-tos que a primera vista sobresaltan al espectador, sin em-bargo a ello hay que sumar otros muchos elementos queconfiguran el paisaje y que constituyen las raíces de esteestudio.

El objetivo de este trabajo se incluye en el campo de lageomorfología climática, y con especial intensidad seabordará el tema relacionado con los procesos de mode-lado asociados al predominio del material calcáreo; endefinitiva la karstificación se convierte en el principal ele-mento de análisis y ello no sólo por la intensidad del pro-ceso de disolución en sí, sino también por lo que hacereferencia a su intervención en otros sistemas.

Uno de los principales problemas planteados a lahora de iniciar este trabajo ha sido el enfrentarse con unárea escasamente tratada en una visión de conjunto, tansólo pequeños aspectos parciales son citados en algúnestudio amplio. La causa de ello quizá resida en un doblehecho: por un lado la complejidad tectónica que dominaen Mariola, y por otro su aludida situación a caballo entredos provincias (Alicante y Valencia), lo que ha motivadoun casi olvido de este reducto por parte de ambas.

La prospección directa, trabajos de campo, así comola cartografía y fotointerpretación han sido pues las piezasclaves, los pilares que sustentan este estudio. El exhaustivoreconocimiento del campo de trabajo, precedido de unaintensa labor precartográfica, ha tenido que ser comple-tado en temas concretos y específicos por trabajos de espe-cialistas en materias como geología, hidrogeología, espe-leología, cuya ayuda ha sido indispensable en la elabora-ción de estos apartados.

En definitiva, se pretende poner de manifiesto como

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el Karst se convierte en el elemento modelador de máximodesarrollo y como las morfologías periglaciar y semiárida,con clarísimos rasgos de zonalidad, suponen parcelas deestudio mucho menores. Para determinar el grado deactuación de cada uno de estos sistemas ha sido necesariovalorar la intervención positiva o negativa de distintos fac-tores, que han creado en adecuada combinación las con-diciones óptimas para el desarrollo de cada uno de ellos.No hay que olvidar que cualquier estudio de este tiporequiere la necesidad de abordar temas tan importantescomo los relacionados con la geotectónica y el medio bio-climático, temas que en ocasiones permitirían el trata-miento individualizado de cuestiones que se abordan aquímuy sucintamente.

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CAPITULO I

GEOTECTÓNICA:RASGOS GEOLÓGICOS, LITOLOGICOS

Y ESTRUCTURALES

Introducción

La sierra de Mariola se encuentra situada al Norte dela provincia de Alicante, si bien parte de ella penetra en lade Valencia. El enmarque físico general se caracteriza porser predominio de zonas montañosas elevadas, de suelosescarpados, en la que se mezclan retablos elevados per-meables (calizos) y valles impermeables (margas mioce-nas). alternancia sinclinal-anticlinal típica del estilojurásico.

En su conjunto, supone un núcleo orográfico elevadoy abrupto, en especial en su mitad nororiental. Es aquí pre-cisamente donde se alcanzan las máximas altitudes queoscilan entre los 1.000 y los 1.300 metros, umbral sobrepa-sado por el conocido y renombrado Puig Montcabré que a1.390 metros de altitud es una de las más altas elevacionesde la provincia, "al que se puede mirar como un montesobrepuesto a Mariola" si nos expresamos en los mismostérminos en que lo hizo CAVANILLES (1). No obstante, lavisión de una sierra caracterizada por sus elevadas cum-bres, agudos picachos, abruptos escarpes y profundasentalladuras desaparece casi por completo en direcciónSW, ya que un relajado relieve de suaves cuestas prolongaa Mariola hasta la localidad de Bañeres, abandonando esaagresividad paisajística que la define en las proximidadesde Agres, Cocentaina y Muro de Alcoy.

Alcanza una longitud aproximada de 5 km. de N a S, yunos 30 de NE a SW si consideramos sus prolongaciones

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Fig. 1.- Mapa topográfico.

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meridionales, conocidas con las denominaciones de Sie-rras de Fontanella, Onil y Biar, al paso por los términosmunicipales de estas dos últimas localidades.

La zona o territorio que se analiza en este estudio noabarca la totalidad de la superficie de lo que podría lla-marse "Macizo de Mariola", sino que se circunscribe a loque denominaremos "Anticlinal de Mariola". Este inclu-ye, junto a esta sierra, las conocidas Umbrías del Buixca-rró y la Loma de la Fontfreda, ya que su análisis porseparado carecería de significado. Todo el conjunto esconsiderado como el núcleo morfoestructural más impor-tante del macizo.

El conjunto queda perfectamente acotado y delimi-tado por el trazado de vías de comunicación: la nacional340 Alicante-Valencia que por el E enlaza las localidadesde Alcoy, Cocentaina y Muro; la comarcal 3313 enlaza porel S Alcoy y Bañeres; la comarcal 3316 Villena-Ontenientejalona el sinclinal de Bocairente; por último, a la altura delkm. 28 de la comarcal anteriormente citada, parte la carre-tera local que une Alfafara y Agres, recorriendo el flancoseptentrional de Mariola.

Mayores problemas de delimitación se crean en elextremo suroccidental, donde ésta enlaza con Fontanella,desvirtuando el límite a lo largo de unos aproximada-mente 4 km. que recobra su identidad en la clase estructu-ral que aprovecha el Vinalopó para desaguar en el sin-clinal de Benejama-Bocairente a la altura de Bañeres.

/. Marco general

La sierra de Mariola constituye un vasto anticlinalque incluido dentro de las Cordilleras Bélicas, en su extre-mo más oriental, correspondería a lo que ha venido endenominarse "Prebético externo", tanto por sus faciesneríticas como por el estilo estructural. Sin embargo, al Wde Alcoy, son visibles depósitos paleógenos, dominio cos-tero (aguas someras) e incluso lagunar, definidores del

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Fig. 2.- Prolongaciones nororientales y suroccidentales dela Sierra de Mariola.

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Prebético interno. Por ello, puede afirmarse que enMariola se produce el contacto entre ambos dominiossedimentarios.

Este extenso anticlinal presenta unos límites estructu-rales muy claros, especialmente en sus bordes septentrio-nal y oriental. Desde Bañeres hasta el Estrecho de Agresconecta con el sinclinal de Villena-Bocairente-Agres ní-tido enlace definido por la presencia de un frente de cabal-gamiento que separa el Cretácico de Mariola del Miocenoque tapiza la depresión. El contacto con la falla que seextiende entre las poblaciones de Muro y Cocentaina, seevidencia con la aparición de agudos escarpes y un cierrepericlinal. Parece estar admitida definitivamente la pro-longación oriental de este anticlinal, como lo muestrancaracterísticas convergentes entre éste y las sierras de laAlbureca, la Aforada y Loma Redonda, al E de la fosa(Fig. 2).

Los depósitos jurásicos y cretácicos enlazan por el SEcon niveles triásicos, paleógenos y miocenos. Es aquí, apartir de las calcirruditas tortonienses, próximas al naci-miento del Barranco del Sinc donde se inicia la ya aludidatransición enrre los dominios externo e interno del Prebé-tico, perfectamente definido este último más al S.

El límite meridional está marcado por el sinclinal delBarchell y el del Troncal.

2. Evolución geológica

2.1. Litología

En una visión de conjunto, la estratigrafía de la sierrade Mariola es extremadamente variada y compleja enespecial en su tramo S-SE. Este carácter no sólo le vienedado por la variedad de pisos que presenta (Fig. 3) sinotambién por constantes alternancias sedimentarias quedificultan su comprensión, hasta el punto de ser realmentedifícil de precisar dónde acaba y dónde comienzan los

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Fig. 3.- Mapa geológico.

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dominios externo e interno del Prebético respectivamente,ya que Mariola ha estado sometida a constantes pulsacio-nes, transgresivas y regresivas, del nivel marino.

El predominio de los afloramientos cretácicos esclaro, y junto a ellos son igualmente visibles los triásicos,jurásicos y terciarios, estos últimos más conflictivos, com-parten el espacio. Los materiales más antiguos con repre-sentación son los triásicos, que muy posiblemente formenla base de todo el conjunto. El Trías aflorante, cuyo carác-ter extrusivo es de gran importancia para la tectónica de lazona, está representado por niveles del Keuper, de arcillasabigarradas y yesos.

Los afloramientos se reducen a dos zonas, ligados enambos casos a la presencia de fracturas: una falla de direc-ción NE-SW rige la ascensión, consecuencia de la acciónhalocinética de estos materiales, del diapiro alargado deSan Cristóbal en Cocentaina; por su parte, la profundaentalladura del Barranco del Sinc permite ver las faciestriásicas.

La presencia de materales del Jurásico en superficiehay que relacionarla igualmente con fenómenos extrusi-vos, ya que aflora allí donde el Trías se ha visto incapaz deperforar el paquete dolomítico (sector conocido como LaLoma). Si bien en el resto del conjunto no llega a aflorar,un análisis de las columnas estratigráficas y cortes geoló-gicos permite argumentar su papel de zócalo y su impor-tancia en los procesos tectónicos.

El Cretácico se caracteriza por ser un período en elque tiene lugar un importante proceso sedimentario yaque en estos momentos la zona se encuentra en el borde deuna cuenca marina con sedimentación continua. No envano, las series cretácicas de Mariola se han convertido enel modelo estratigrafía) del Cretácico del N de la provinciade Alicante, y más concretamente, la columna visible en elcorte del Barranco de la Querola, en las proximidades deCocentaina (Fig. 4 A).

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El Cretácico Inferior está representado por los con-juntos Neocomiense-Barremiense inferior (dividido a suvez en dos pisos: Berriasiense-Valanginiense inferior yValanginiense-Barremiense inferior) y Barremiense-Albiense. Ambos se caracterizan por la impureza de susseries calcáreas, especialmente margosas, así como por lagran potencia de todo el conjunto, que parece ser la cau-sante de la fracturación del núcleo anticlinal.

En líneas generales, durante el Cretácico Inferior lasseries dejan de ser detríticas para pasar a ser más marinas(especialmente durante el Aptiense) con fuertes intercala-ciones calcáreas. De todos modos, tanto Barremiensecomo Aptiense, aunque de menor espesor, son aún ejem-plos de una sedimentación detrítica.

Una nueva regresión marina durante el Albiense su-perior condiciona un periodo de deposición continental,definido por la Facies Utrillas, integrada por arenas y arci-llas rojas. Su potencia es muy desigual, con un má-ximo de30 mts. en el flanco N, 10 en el núcleo y desaparece en elmeridional (2), lo que induce a pensar que el límite inferiode esta regresión se encontraba en esta zona.

En la sedimentación del Cretácico Superior comien-zan a presentarse discordancias y evoluciones diferentes.La dolomitación que tiene lugar con la gran transgresióndel nivel marino en el Cenomaniense-Senoniense tiene undistinto comportamiento. Al E un único paquete dolomí-tico abarca desde el Cenomaniense al Campaniense Supe-rior, en contacto normal con las series inferiores, y todasellas trastocadas por la actividad halocinética del Trías; alW, en el Capullo del Águila-San Jaime, son reconocibleslos niveles Turoniense y Santoniense-Campaniense (Fig.4 B). Este hecho parece estar relacionado con la existenciade un umbral topográfico en Manola que determinó unadivisión en dos dominios: uno al WSW y otro al ENE(3).

Las biomicritas y margas del Senoniense Superior

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(indicio de la regresión general que se produce en estosmomentos) entra en discordancia con los depósitos mio-cenos al N y W de Alcoy; lo cual explica una preestructura-ción fmimesozoica del anticlinal.

Tanto el Paleoceno como el Eoceno se caracterizanpor ser series marinas, hecho éste que justificaría su tanescasa representación en nuestro ámbito que se ve afec-tado en estos momentos por un alejamiento del nivelmarino. El avance de la retirada del mar es tal, que lospisos superiores del Eoceno no tienen representación,apareciendo sólo más al S.

En el Oligoceno tienen lugar las primeras pulsacio-nes de una transgresión, que tendrá su máxima expresiónen el Mioceno. Las facies oligocenas son perfectamentereconocibles en una banda de dirección NE-SW entre laMola, Talecons, Alto del Castellar y Alcoy, así como en elborde meridional del anticlinal, integradas por conglome-rados y margas salmón, en las que es difícil precisar suespesor.

Transgresiones y regresiones miocenas tienen lugarsobre un país claramente estructurado, por lo que su estu-dio se hace en ocasiones complicado, y en el que no estánausentes discordancias entre las series, en las que inter-viene la acción diapírica. Pese a ello, el análisis de lasfacies del Mioceno encuentra su máxima expresión en lacolumna estratigráfica de las Canteras (Fig. 4 C), próximaa El Baradello y el Barranco del Sinc. En ella se distinguen,uno a uno, todos los niveles de este período que tienenrepresentación en Mariola. El piso basal, Mioceno Infe-rior, lo integran calizas pararrecifales con algas que noencuentra continuación al N-NW. La progresión del marhacia el interior, permite la sedimentación, de potentesbancos de margas blancas langhienses correspondientesal Tap 1; así como de los conglomerados y margas delSerravalliense, y de las margas del Tap 2 o Tap Superior,que ocupa el bajo Tortoniense, y que alcanza especial

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Fig. 4.- Columnas y series estratigraficas cretacicas y miocenas

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potencia en el Sinclinal del Troncal-Barranco del Sil(borde meridional).

La sedimentación tortoniense (calcirruditas en sumayor parte) finaliza con una gran y definitiva regresióndel mar mioceno; de tal modo que el depósito de la cota834, junto al Mas del Castell, próximo al codo que forma elBarranco de Bocairente en su confluencia con el Río Bar-chell (km. 5 de la comarcal 3313 Alcoy-Bañeres), es crono-lógicamente la última huella marina en la zona (4).

Potentes bancos margosos tapizan la depresión delSerpis, cuyo período de sedimentación abarcaría desde elMioceno Inferior-Medio hasta los últimos niveles deeste piso.

Los depósitos Pliocenos sólo son visibles al N deAlcoy. Responden a las características de facies "rym syn-cline" (5), ligadas a la ascensión diapírica, por lo que apa-recen siempre adosados al Keuper. Está compuesto deconglomerados con matriz arcillosa, de potentes espeso-res y con toda probabilidad de origen lacustre, cuyo mediode deposición se vincula a la formación de surcos en elmomento de la extrusión. A esta época corresponden losyacimientos de lignito del Puntal de la Mina, que mantu-vieron una muy intensa actividad económica.

La llegada del Cuaternario supone el inicio de unimportante proceso erosivo-deposicional, en el que noestán ausentes reajustes y distensiones tectónicas.

2.2. Actividad tectónica y fases de plegamiento

Tras el largo período de estabilidad que supone la EraSecundaria, se vislumbran a finales del Mesozoico ydurante el Paleógeno, antes del inicio de las transgresionesy regresiones miocenas, los primeros indicios de inestabi-lidad tectónica en la zona. Tienen lugar las primeras arru-gas sobre el paquete sedimentario mesozoico, que pro-vocan una estructuración inicial, antes de la llegada de la

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fase orogénica principal. La zona queda configurada amodo de isla, que actúa como umbral topográfico, dedirección NE-SW.

Es muy probable que esta elevación de niveles cretáci-cos, con un sustrato jurásico, sea consecuencia directa delos empujes verticales del Trías, que deja sentir sus efectosen esta etapa preorogénica. Consecuencia de esta activi-dad son las discordancias estratigráficas entre las seriescretácicas y el Mioceno basal, así como las primeras frac-turas que afectan al paquete emergido.

Durante el Mioceno superior tiene lugar la emersióndefinitiva de la zona, bajo la influencia directa de la activi-dad halocinética de los materiales plásticos básales. Laintensidad de los empujes verticales provocan el hundi-miento de parte de la bóveda anticlinal, su fracturación yel afloramiento de los niveles jurásicos, allí donde la pre-sión ha sido mayor (Fig. 5).

Parece evidente que el hundimiento tiene lugar antesde iniciarse la gran transgresión marina del bajo Torto-niense, ya que los niveles de calcirruditas son visibles enella; a pesar de ello, ambos fenómenos pueden conside-rarse sincrónicos. A la hora de explicar el desplome de labóveda por fallas normales, que se convierten en inversaspor movimientos posteriores, MARTÍNEZ y BENZA-QUEN (6) apuntan una doble posibilidad: éste se producebien por una migración del Keuper hacia los flancos, bienes la bóveda quien, incapaz de resistir la presión que sobreella se ejerce, se hunde, provocando el deslizamiento late-ral del Keuper. Por su parte, RODRÍGUEZ ESTRELLA(7) se inclina, en esta zona, por la segunda postura.

El resto de la cúpula, sometida a la misma fuerza,sufre una densa fracturación, llegando a extruir los mate-riales jurásicos en su parte oriental. Se ha producido aquíuna especie de efecto ventana de las calizas del Malm,fenómeno que ha provocado el deslizamiento gravitacio-nal por sus flancos de los materiales competentes del Cre-

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tácico, dando origen a un relieve escamado, de mantosdeslizados, en gradería, a través de fallas normales.

En el Mioceno final, distintas fases de tectónica tan-gencial, intra o post-tortoniense, son las responsables de lavergencia N del anticlinal, que pone en contacto discor-dante series cretácicas y miocenas, y la inversión de fallasnormales. Tras la última transgresión la reactivación de lafalla de Alcoy permite la ascensión a través de ella, de losniveles del Trías, dando origen a un diapiro alargado condirectriz NE-SW (San Cristóbal en Cocentaina). Que laextrusión del Keuper tiene lugar en este momento, vienedemostrado por la existencia de calcirruditas tortonienses,transgresivas, plegadas en su cumbre. Consecuencia deeste levantamiento es la formación de un área depresiona-ria, al S del mismo pero en contacto directo con él, éstaforma un surco que pasará a convertirse en un ámbitolacustre, medio sedimentario durante el Plioceno.

Desde el Mioceno terminal, y en un período que abar-caría Plioceno y bajo Cuaternario, la zona se ve sometida aun rejuego y rejuvenecimiento de fallas, y reajuste de blo-ques. Parece ser que esta actividad ha estado interviniendoen el sector hasta tiempos muy recientes (8).

Desde un punto de vista tectónico, la actividad másimportante ha sido la realizada por el Trías, que iniciadaen su fase preorogénica, continúa en la etapa principal,para dejar sentir sus efectos durante todo el Plioceno yparte del Cuaternario. En esta última, la acción diapíricatrastocó y complicó completamente un país ya estructu-rado. Las formas que encontramos en Mariola respondena un tipo, a un modelo de diapirismo evolucionado que semanifiesta con la formación de pliegues en champiñón,extrusión triásica y presencia de surcos periféricos, quehan contribuido a la individualización del conjunto anti-clinal, como se verá a continuación.

De la intensidad y complejidad tectónica que afectó ala zona, se desprenden una serie de consecuencias de espe-

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Fig. 5.- Comportamiento tectónico de la bóveda ante los empujes verticales delTrias. Fase 1: inicio de la actividad y primeras fracturas del paquete cretá-cico; Fase 2a: extrusión jurásica; Fase 2b: trituración de la bóveda; Fase2c: hundimiento de la bóveda.

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cial importancia para el desarrollo morfogenético Cuater-nario, que si bien es objeto de capítulos siguientes, valgaadelantar las siguientes:

- la disposición en escamas, en mantos de las seriescalizas, cretácicas, con buzamientos intensos, entorno al afloramiento jurásico de La Loma.

- una intensa fracturación y diaclasamiento del blo-que calizo.

- la existencia de fuertes pendientes y bruscos cortestopográficos, y en general de marcadas desigualda-des entre vertientes.

- contactos anómalos entre materiales de distintaresistencia a los agentes morfológicos.

3. Individualización estructural del anticlinal

El anticlinal de Mariola queda configurado comouna amplia bóveda en champiñón, en parte hundida, eintensamente dislocada. Con un cierto estilo jurásico, suspliegues encofrados están orientados con clara directrizbélica SW-NEy ligeramente volcados hacia el NNW,cuyoperíodo de formación definitiva sería postortoniense.

La charnela de dicho anticlinal está situada, precisa-mente, en el sector de estudio, y mientras que por el SW seextiende suavemente hasta Biar, por el NE está desgajadade sus prolongaciones a través de un brusco salto de pocomenos de 1.000 metros de altitud, donde dibuja un impre-sionante arco periclinal.

El análisis de las estructuras locales se ha orientadosiguiendo dos principios o pautas. En primer lugar, la exis-tencia de áreas deprimidas que individualizan al sectordel entorno tectónico-estructural local. En segundo lugar,la distinta intensidad de fases orogénicas y reajustes per-mite dividir al anticlinal en varias unidades, en las que noestán ausentes las diferencias filológicas.

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3.1. Depresiones y áreas sinclinales

Estas estructuras se encargan de acotar y limitar elanticlinal. En líneas generales, son valles impermeables,con potentes espesores margosos, que se convierten enun medio especialmente apto para la deposición de mate-riales fruto de la erosión de relieves circundantes, a la vezque constituyen puntos idóneos para la instalación deredes fluviales cuya disección en la zona es muy intensa.Reciben las denominaciones de: Sinclinal de Villena-Bocairente, situado al W-SW; Sinclinal de Agres al N ycuya separación con el anterior es muy poco clara, ya quepueden considerarse como dos áreas de la misma unidadsinclinal; Sinclinal del Troncal-Barranco del Sil, que seprolonga desde zonas más meridionales (Castalia) hastael paraje del Salt donde encuentra su límite oriental (9); yDepresión tectónica de Muro de Alcoy, recorrida por elRío Serpis y con una anchura variable que oscila entre unmáximo de 7 kms. y un mínimo de 3 kms.

Una posible influencia de fracturas de considerableentidad parece dominar el entorno. Definidas éstas porRODRÍGUEZ ESTRELLA (10), la unidad queda encua-drada bajo la acción más o menos directa de las fallasVenta del Olivo-Villena-Gandía, Muro de Alcoy y Cieza-Pinoso-Alcoy-Denia. La primera de ellas deja sentir susefectos más al N, por lo que es muy poco importante.

Algo más relevante es el papel que desempeña laconocida como Cieza-Pinoso-Alcoy-Denia, que estruc-tura un área indeterminada al S de Alcoy. En parte ha con-dicionado la sedimentación Eo-Oligocena de este ámbito.Su dominio abarcaría desde el paraje del Salt hasta lamisma ciudad bordeando el flanco septentrional de laFont Rocha, donde cesa toda inñuencia de la fractura deMuro y del Sinclinal del Troncal-Barranco del Sil.

Pero de todas ellas, es la de Muro de Alcoy la quemayor y más directa intervención tiene, y a que da persona-lidad y carácter propios a esta depresión. Es una rotura

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transversal, con hundimiento del bloque oriental, en laque es difícil de establecer si existió o no desgarre, perocuya formación contribuyó a la extrusión de los nivelesjurásicos. La fosa ha sido recubierta durante el Miocenopor un potente banco margoso, sobre el que descansandepósitos cuaternarios, fruto del pulido erosivo del es-carpe, encargados de suavizar la pendiente inicial entreambos bloques.

3.2. Unidades geoestructurales del anticlinal

Los efectos desiguales de la intensidad tectónica, asícomo diferencias litológicas entre unos sectores y otros,permiten la división del anticlinal en unidades geoestruc-turales (Fig. 6), que serán patrón y base del estudio morfo-lógico del anticlinal, por cuanto los agentes erosivos hanactuado de forma bien distinta en unas y otras.

El elemento básico de cara a la compartimentacióndel conjunto es la actividad halocinética del Trías fini-Terciaria, que ha provocado la extrusión de materialescompetentes (Jurásico) e incompetentes (Keuper), desliza-mientos gravitacionales y formación de surcos periféricos.

3.2.1. Bóveda anticlinal

Esta se extiende hasta Biar, si bien el tramo estudiadoes considerado como la auténtica charnela del anticlinal.Comprende litológicamente lo que viene marcado comodominio de la sedimentación cretácica.

La disposición de sus pliegues encofrados, caracterís-ticos de coberteras rígidas, está en íntima relación con latectónica de compresión y empuje vertical de los materia-les plásticos del Trías, que han provocado en la bóvedauna compartimentación estructural de importantes con-secuencias morfológicas, compartimentación en la que nosólo se observan diferencias en el comportamiento tectó-nico, sino también litológicas.

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Fig. 6.- Unidades geoestructurales del anticlinal de Mariola.

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La estructuración de este umbral se remonta a unafase preorogénica fmi-mesozoica, posteriormente actúanuna fase orogénica principal miocena y postorogénica queterminan por configurarlo en una etapa que podría esta-blecerse como posterior intra o post-tortoniense (11).

En líneas generales, la bóveda de la Sierra Mariola esun anticlinal tumbado hacia el NNW que se va suavi-zando progresivamente hacia el W, mientras que en sen-tido direccional inverso es bruscamente cortado por unapotente fractura. Sus pliegues se disponen en forma dechampiñón, en los que se observan niveles estratigráficosque ocupan desde el Jurásico hasta el Senoniense Supe-rior. En ella pueden distinguirse tres unidades bien dife-renciadas:

3.2.1.1. Bóveda perforada

Comprende el tramo oriental del conjunto, limitadaal E por el corte periclinal que provoca la falla de Muro-Cocentaina, y al W podría establecerse su límite en la frac-tura NNW-SSE que corta el anticlinal desde Agres hastaAlcoy, y por la que circula el Barranco del Toro-Sinc.

La actividad tectónica de finales del Cretácico ha pro-vocado la extrusión de materiales competentes (nivelesjurásicos del Malm) allí donde la presión del Trías ha sidomayor, sin que estos niveles lleguen a aflorar en superficie(Fig. 7). El fenómeno podría compararse a lo que se conocecomo "efecto ventana", en el que las capas superficiales sehan visto deslizadas, dada la plasticidad del conjuntoNeocomiense-Barremiense inferior, por los flancos N y Sdel afloramiento. Se da origen así a un relieve escamado decapas competentes, que incluye todo el paquete sedimen-tario del Cretácico.

El contacto entre capas se realiza a través de fallasnormales, que en fases posteriores de reajuste se convier-ten en inversas. La instalación de valles ortoclinales en lalínea de falla, en concreto los denominados Barranco de la

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Fig 7.- Corte geologico de la boveda perforada.

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Cabranta y Barranco del Puig, han llegado a individuali-zar el núcleo jurásico, conocido con el topónimo de LaLoma, tras continuos procesos erosivos de encajamiento yahondamiento de su cauce experimentados por cambiosen el nivel de base de los mismos.

De la intensidad tectónica se derivan fuertes buza-mientos, en especial hacia la Peña Gruesa, con estratosfuertemente inclinados y considerables desniveles topo-gráficos, acentuados por los efectos de la fractura de Muro.Es precisamente el sector de mayor altitud, no sólo del con-junto anticlinal sino también del entorno (Montcabré1.390 mts.). Las roturas aún siendo importantes, no soncomparables al área más triturada, de entre ellas son des-tacables la falla que ejerce el límite entre escamas y larga ysinuosa fractura transversal del Barranco del Sinc.

A la bóveda perforada pertenecen, entre otras eleva-ciones, el citado Puig Montcabré, Sima del Caballo, Altodel Cerrinal, Alto de la Codolla, a las que con frecuencia secitarán en el apartado correspondiente a morfología.

3.2.1.2. Bóveda triturad a

Su ubicación en el sector central del conjunto quedalimitada por la dislocación del Sinc al E, mientras que porel W establecer una separación con la zona hundida noresulta tan sencillo, si bien el inicio de dicho hundimientomarca la pauta diferenciadora y en líneas generales puededecirse que la división entre ambas equivaldría al límite decuencas del Barranco de Bocairente y de la AcequiaMayor.

La compresión y halocinesis vertical no han permi-tido la extrusión de niveles inferiores, no obstante han pro-vocado una intensa fracturación, que convierte a la zonaen un auténtico "campo de fallas", en el que dominantanto las transversales como las longitudinales, normaleso inversas. La profunda trituración que sufre este sector debóveda no hundida es el resultado o consecuencia del

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engrosamiento del sustrato plástico Neocomiense-Barrre-miense inferior, actuando posteriormente el cabalga-miento N del flanco septentrional del anticlinal, (12).

La consecuencia directa de este comportamiento hasido, pues, la fuerte dislocación de calizas y dolomías, laalternancia de series del Cretácico Inferior, que formaaquí bandas uniformes, a lo que se unen buzamientosmenos intensos y una compartimentación topográficaentre bloques levantados y pequeñas áreas deprimidas.

Entre los primeros destacan el Alto de Mariola, Altode la Caba, El Fortín, que se combinan con reducidasdepresiones, en las que se instala la malla de barrancos dela red Kárstica del Barranco de Bocairente.

3.2.1.3. Bóveda hundida y elevaciones circundantes

Este tramo más occidental muestra diferenciasimportantes tanto tectónicas como litológicas con laszonas de bóveda no hundida. Si bien es un área másextensa superficialmente, es también menos compleja quelas anteriores.

El desmoronamiento de la cúpula cretácica, cuyascausas han sido ya expuestas, origina la existencia de unsector deprimido central (bóveda hundida propiamentedicha), así como de zonas elevadas que la circundan, éstasson: Loma de la Fontfreda, Umbrías del Buixcarró por elE-SE, y Morro del Porc, Cerro de San Jaime y Cerro ElSalto de Alcoy por el N-NW-W. Hay que advertir que eltramo que aquí se analiza tiene su continuación más al S,donde la bóveda hundida es flanqueada por el Alto de laMenora y Sierra de Fontanella, fuera del ámbito deestudio.

Dicho hundimiento no fue completo, ya que existe unumbral cretáceo en torno a la Casa del Congregat y Casalas Tórrelas que divide en dos cuencas a la zona, cuencasque parece ser actuaron, en un momento dado, indepen-dientemente como niveles de base locales.

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Diferencias litológicas existen también con el resto dela cúpula. En primer lugar son reconocibles aquí depósi-tos miocenos y tortonienses, en ambos casos de los nivelesinferiores, lo que indica que este sector fue afectado portransgresiones de la época, cosa que no ocurre hacia el E,donde el nivel de las aguas queda en situación más meri-dional. De igual modo, los depósitos cretácicos, y en con-creto por lo que se refiere al Cretácico Superior, indicandesiguales medios deposicionales; si en la bóveda tritu-rada y perforada existe un único nivel dolomítico, muypotente y correspondiente al Cenomaniense-Campaniensesuperior, en el Morro del Porc-Cerro de San Jaime es susti-tuido por las series Turoniense y Santoniense-Campa-niense, donde las dolomías se intercalan con calizasmenos puras.

La fracturación es también intensa, con un claro pre-dominio de largas fallas longitudinales, entre las que cabedestacar las que delimitan el área deprimida normales ensu origen y que tras movimientos posteriores se conviertenen inversas, así como las que afectan a las elevaciones quela rodean.

Los buzamientos son aquí menos intensos, propiosde una relajación del relieve. La vertiente S de la Fontfredapone en contacto a la zona con el sinclinal del Troncal-Barranco del Sil, con contacto discordante entre biomicri-tas del Senoniense y margas serravallienses. Este flancoafectado por un posible cabalgamiento N, si bien no tanintenso como el septentrional, y desde aproximadamentela Casa del Guarda hasta el Mas del Menente, presentauna disección en facetas trapezoidales, con valles enforma de V. La dislocación, por cortas fallas transversales,propició la instalación en ellas de pequeños barrancos,que favorecidos por una litología cretácica apta, profundi-zan su cauce.

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Foto 1.- Flanco sur de Mariola en contacto con el Valle del Troncal, configurado amodo de facetas trapezoidales.

Foto 2.- Capas cretácicas deslizadas con la extrusión.

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3.2.2. Diapiro de San Cristóbal (Cocentaina)

La extrusión diapírica tiene lugar tras la migracióndel paquete plástico triásico hacia los laterales, que ha sidobien la causa bien la consecuencia del hundimiento de labóveda en una época intra o fmi-Tortoniense, tal y como lomuestra el depósito transgresivo plegado que corona lacumbre del relieve de San Cristóbal.

El afloramiento salino se realiza aprovechando unafalla longitudinal, que parece ser corta la depresión tectó-nica de Muro en dirección E, pasando justo al S de Cocen-taina, y cuya reactivación posterior a la fase orogénicaprincipal facilitó la ascensión de los niveles del Keuper ydel Buntsandstein o bajo Triásico. Su dirección está puesmarcada por esta línea, dando origen a un diapiro alar-gado, cuyo máximo espesor corresponde a la zona demayor empuje (proximidades de la localidad de Cocen-taina). Pequeñas manchas visibles más al SE, se deben a laacción de movimientos de reajuste de bloques, como ocu-rre con la fractura que marca el trazado del Barrancodel Sinc.

3.2.3. Zona de transición: Surco sureste

Una vez estructurado y levantado el paquete sedi-mentario cretácico, espina dorsal del anticlinal, la zona encontacto con él forma un surco que constantemente se vesometido a la influencia de los movimientos eustáticos. Elhablar aquí de surcos no debe confundirse con los tam-bién denominados "surcos" periféricos adosados a los dia-piros, cuyo origen es bien diferente (en nuestro caso, lossegundos son parte de la zona de transición).

Los límites pueden establecerse del siguiente modo:al N el contacto discordante con las biomicritas Senonien-ses de la Bóveda; al E la falla de Muro que la pone en con-tacto con los depósitos cuaternarios; al S la depresión delos ríos Barchell y Polop; y por el W, a la altura del Salt,

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entra en contacto con el sinclinal del Troncal, que como yase indicó encuentra aquí su terminación oriental. Elflanco meridional se caracteriza por una fuerte verticali-zación de los estratos que, reconocible más al W, alcanzaaquí su máxima expresión (Alto de Castellar).

Diferencias tectónicas y litológicas con respecto alresto de unidades, caracterizan a ésta, en la que Prebéticoexterno e interno entran en contacto. Litológicamente,explicar su columna estratigráfica sería una repetición delo hecho en el apartado correspondiente, con la serie Ter-ciaria. Simplemente hacer hincapié en la importancia queen este surco tienen los frecuentes cambios del nivel ma-rino, de tal modo que en líneas generales sus facies no sonestrictamente continentales ni marinas, más bien hay unpredominio de las litorales con influencias de una u otrasegún épocas geológicas. Abundan portante los contactosanómalos entre series.

La tectónica a la que se ha visto sometida esta zona esigualmente diferente. No expuesta, o por lo menos con lamisma intensidad a la acción halocinética del Trías ni a laestructuración fmi-cretácica, es generalmente admitida enella la existencia de movimientos y subsidencias localesque han dado lugar a relieves de cumbres llanas (13), qui-zás el ejemplo más representativo sea La Mola. Difícilexplicación tienen, sin embargo, los sinclinales de El Ba-radello y el Pía de Giner, ambos de especial interés morfo-lógico.

El primero de ellos, al W del Barranco del Sinc, frutomuy probablemente de una subsidencia local, constituyeun área depresionaria, hundida y cerrada por bloques ele-vados entre la Casa del Baradello Gelat y Casa del Garro-fero, cuya única salida la tiene al SW. Los estratos decalcirruditas biodetríticas tortonienses buzan suavementeen dirección suroriental, hacia el interior de la-depresión.Ya en el dominio margoso del Tap 2 es más difícil señalarla inclinación y sentido de los mismos.

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En el Pía del Giner, al pie de la carretera que uneAlcoy y Bocairente, el sinclinal aparece tumbado y recu-bierto de margas langhienses, donde la tectónica localparece haber sido muy intensa, tal y como lo muestran losbuzamientos invertidos y cabalgamientos e intensa fractu-ración, que tienen su origen en movimientos postortonien-ses. Al igual que el anterior, éste plantea numerosos pro-blemas a la hora de explicar su formación, en la que tal vezintervinieran dos fases: una primera de formación y frac-turación y una segunda de inversión de fallas y complica-ción de estructuras.

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NOTAS BIBLIOGRÁFICAS

1 CAVANILLES, A.J.: Observaciones sobre la historia natural, geogra-fía, población y frutos del Rey no de Valencia. Imprenta Real. Madrid,1797 (ed. f ac s ími l ) . Valencia . 1981. p. 162.

2 I.G.M.L.: Las aguas subterráneas de la Provincia de Alicante, Excma.Diputac ión Prov inc ia l de Alicante . Alicante, 1982. p. 437.

3 ALMELA SAMPER. A.; QUINTERO AMADOR. 1.; GÓMEZNOGUEROLES. E. > MANSILLA IZQUIERDO. H.: Memoria delMapa Geológico de España. E. 1:50.000. Hoja n" 821 (Alcoy), I.G.M.E..Madr id . 1975. p . I I .

4 DUMAS. B.: Le Leva ni Espagnol. Lagenesedu relie/'. C.N.R.S.. Un ive r -sidad de Paris. París. 1977. p. 88.

5 I.G.M.E.: Las ugiiu.s subterráneas de la... Op. cit . p. 435.6 MARTÍNEZ. W. v BENZAQUEN. M.: Memoria del Mapa Geológico

de España, E 1:50.000, Hoja n" 280 (Onlenienie), I.G.M.E.. Madrid.1975. p. 38.

7 RODRÍGUEZ ESTRELLA. T.:.\eolectonica relacionada c -on las estruc-turas diapirícas en el Sureste de la Península Ibérica. Rev. Tecniterrae "S-318". Año IX. n" 25. 1983. p. 18.

8 A esta ac t iv idad de la neotectonica en la /ona apun tan , entre otros, lostrabajos siguientes: RODRÍGUEZ ESTRELLA. T.: "Neotectonicarelacionada. . ."Op.ci t .p . 29; B E R N A B E MAESTRE.J.M.: "Los va l l e sde Alcoy" en LÓPEZ GÓMEZ. A.. ROSSELLO VERGER, V.M. etalí.: Geografía de la Provincia de Alicante. Op. cit. p. 402; BERNABÉMAESTRE. J.M.; "Red l luv ia l y niveles de terra/a en la depresiónCocen ta ina -Muro ( V a l l s d Alcoi). Cuadernos de Geografía n" 25. Univ .de Valenc ia . Valencia. 1979. p. 28; ALMELA SAMPER. A. et alt.:Memoria del Mapa... Op.cit . pp. 21-27 y MARTÍNEZ. W. y BEMNZA-QUEN. M.: Memoria del Mapa Geológico... Op. cit. pp. 37-45.

9 MARTIN EZ. W. y BENZAQUEN. M.: Memoria del Mapa Geológico...Op. cit . p. 37.

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10 RODRÍGUEZ ESTRELLA. T.: Geología e hidrología del sector deAlcaraz-Lieíor-Yeste (Provincia de Albacete). T. II, I.G.M.E.. Madrid.1980. p. 152.

1 1 ALMELA SAMPER. A.: el alt.: Memoria del Mapa Geológico... Op. eit.p. 22

12 ALM ELA SAMPER. A.: el all.: Memoria del Mapa Geológico... Op. cit.p. 23

13 ROSSELLO VERGER, V.M. y BERNABÉ MAESTRE. J.M.: "Lamontaña y sus valles: un dominiosubhúmedo en LÓPEZ GÓMEZ,A. L'Í alt.: "Geografía de la Provincia de Alicante . Excma. DiputaciónProvincial de Alicante. Alicante, 1978. p. 77.

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CAPITULO IICONDICIONAMIENTOS CLIMÁTICOS

ACTUALES

Introducción

El tratamiento estadístico de datos climáticos de unobservatorio y serie determinada, mediante la elaboraciónde cifras medias, permite la caracterización de dicho ám-bito. De este modo, los resultados obtenidos para esta zonadefinen un clima de características mediterráneas subári-das, donde sin embargo éstas se ven en gran medida des-virtuadas a tenor de la concurrencia de factores locales,que permiten la inclusión de la mayor parte de ella dentrodel dominio subhúmedo del Macizo de Alcoy.

La ausencia de un observatorio climático de altura,ha determinado la necesidad de escoger uno o variosobservatorios, capaces de llegar a definir, mediante laextrapolación de datos este ámbito.

Así pues, los observatorios y series climáticas utiliza-dos han sido los siguientes:

Observatorio

AgresAl coyBañeres

Para los tres se ha podido disponer de la serie 1948-1983, que incluye los registros térmicos medios mensualesy anual de toda la serie, y la precipitación total de los 35años, mes a mes, y año a año. Esta ha sido utilizada a la

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a.s.n.m.

722 mts.562 mts.816 mts.

l a t i tud

38° 47' N

38° 41' N

38° 43' N

longitud

0° 24' W0° 19' W0°37' W

hora de establecer la tipología climática del sector, y losdatos medios referentes a temperatura y pluviometría.

Solamente se ha podido disponer de una relativacorta serie para el observatorio de Alcoy, con registros cli-máticos día a día. Esto ha permitido el manejo de cifrasabsolutas diarias de gran interés, gracias a las cuales sehan podido calcular los días de helada, las precipitacionessólidas, la relación suelo mojado-registros térmicos porbajo de 0° C, entre otras mediciones. Todo ello, porsupuesto adaptando a condiciones de altitud medianteextrapolación. Estas series son: 1976 - 84 (temperaturas) y1964 - 82 (precipitaciones).

Los resultados comparativos entre las tres estaciones,cuya exposición es completamente desigual, han permi-tido establecer diferencias esenciales en el comporta-miento climático, cuyo resultado ha sido la obtención detipologías distintas para cada uno. Y ello, a su vez, originauna clara compartimentación climática en Manola, con ladistinción de un dominio subhúmedo y un dominio seco.

Una mayor distancia de estos observatorios con res-pecto a la línea de costa, y por consiguiente una mayorcontinentalización, una elevada altitud media, así como laexistencia de la pantalla orográfica que supone la Sierrade Mariola, ámbito que nos ocupa, son hechos cuya tras-cendencia es esencial de cara a introducir matizaciones,variaciones en la dinámica atmosférica general.

Por último, hacer constar que la mayoría de las cifrasy datos extrapolados hacen referencia al núcleo orográficoprincipal, situado al N-NE, ya que es aquí donde adquie-ren determinados procesos morfogenéticos una especialrelevancia, guardando una estrecha relación con los ras-gos climáticos imperantes.

/. Aspectos dinámicos

Un breve resumen de las características dinámicas de

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este sector entraña la necesidad de señalar una serie dehechos de especial trascendencia.

- En primer lugar, la presencia e influjo del Antici-clón de las Azores que depara sequía y cielos despe-jados en la época estival, siendo por ello la prin-cipal causa del acusado descenso de los registrospluviométricos en esta zona.

- La posición a sotavento de las tierras valencianas,separadas del interior peninsular por un círculomontañoso por lo que las masas de aire atlánticasllegan desecadas tras experimentar un proceso defóehnización.

- El contacto directo con el Mediterráneo, conside-rado como auténtico reservorio de aguas y calorías,y que desempeña un papel mucho más importanteen el incremento de las precipitaciones de estedominio.

Factores dinámicos de carácter no permanente, quehan de ser tenidos en cuenta, son las bajas presiones ogotas frías en altura y las advecciones de aire frío polarcontinental o marítimo, causantes las primeras de lluviastorrenciales de fuerte intensidad horaria, en caso de en-contrar las condiciones óptimas para ello, y de olas de fríolas segundas siempre y cuando esta situación se prolongueel tiempo suficiente.

Por último, existen factores topográficos locales queintroducen variaciones y matices en esta distribución ycomportamiento dinámico, factores que son analizadosa continuación

2. Factores climáticos locales: Definición del ámbito ytipología climática

Un primer condicionante es, como ya se dijo, paratodo el dominio de las tierras valencianas, su posiciónoriental y suroriental en la Península, en contacto directo

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con el mar, y a sotavento de la influencia atlántica. De elloderivan la indigencia pluviométrica que caracteriza aestas zonas, y la influencia benefactora del Mediterráneo.

2.1. Combinación de factores geográficos y topográficos

En el sector de estudio, la combinación de factoresgeográficos y topográficos locales rigen la distribución detemperaturas y precipitaciones, estableciendo con ellodiferencias entre unas zonas y otras.

Este sector alcanza una cota altitudinal máxima de1.390 m. en el Puig Montcabré, no llegando a descender delos 400 m. en las zonas más bajas. Esto lo convierte en unárea montañosa interior que provoca por un lado una dife-renciación climática entre sectores elevados y sectoresdeprimidos; por otro lado, una graduación altitudinal enpisos climáticos, de especiales consecuencias térmicasy pluviométricas.

La disposición perpendicular de la costa, al Norte delCabo San Antonio, con respecto a los flujos húmedos faci-lita la penetración de éstos, convirtiendo al macizo deAlcoy en un área de elevada pluviometría media.

Junto a ello, la orientación, igualmente normal, delanticiclón provoca una disimetría entre ambas vertientes:con predominio de los flujos del Norte, Nordeste y Este abarlovento (franja comprendida entre Alfafara, hastaaproximadamente Cocentaina, núcleo de máxima altitudy tectonización) estos conservan aún sus rasgos térmicos ypluviométricos; mientras que a sotavento, el resto del con-junto experimenta un descenso considerable de los totalesanuales, que progresa de Este a Oeste.

En estas áreas, los efectos compensadores del Medite-rráneo se ven en cierta manera desvirtuados por efecto dela continentalización. El alejamiento de la costa se cifra enunos 30-40 kms., que repercuten en las condiciones climá-ticas, por un lado en el aumento de la amplitud térmica

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anual y elevación de las temperaturas estivales, y en se-gundo lugar, por una cierta relajación del déficit estival, detal modo que esta zona no es incluida en el área semi-árida peninsular.

De todos modos, los efectos de la continentalizaciónson muy diferentes entre unas zonas y otras: más intensoshacia el Oeste (Bañeres), por su clara posición a sotavento,y al Norte (Agres), por el efecto de resguardo que ejerce elvalle del Río de Agres, no son tan acusados en Alcoy(prueba de ello es el máximo térmico de agosto en esteobservatorio).

La depresión tectónica de Muro puede llegar a permi-tir un desvío de los flujos húmedos afectando a Alcoy queaumentan su pluviometría anual, con respecto a otrosobservatorios más occidentales.

La consecuencia que puede extraerse de todo ello esuna clara desigualdad entre los observatorios estudiadosasí como la existencia del umbral topográfico de Mariola,que se caracteriza por un elevado índice de humedad, depluviometría, y un descenso térmico en su fachada NE, enfunción de la altitud y orientación.

2.2. Tipología

Estos condicionantes climáticos, permiten estableceruna diferenciación tipológica entre los observatorios ana-lizados. Precisamente, y para ello, se seleccionaron tresque pudieran resumir variaciones establecidas:

- Agres, en la fachada húmeda y continentalizadaseptentrional.

- Alcoy, en la vertiente de sotavento, pero aúninfluenciada por el Mediterráneo y por los flujoscanalizados a través del corredor del Serpis.

- Bañeres, como estación de a sotavento del flujohúmedo procedente del mar.

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Bajo estas premisas, CLAVERO PARICIO (1), al quese debe la más reciente clasificación de los climas valen-cianos, sitúa a la zona en el área del Macizo de Alcoy, cuyocondicionante básico es de carácter topográfico.

GRÁFICOS TERMOPLUVIOMETP^OS

Fig. 8 .

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En él hay a su vez una dicotomía entre la fachada llu-viosa del Norte, a la que pertenece el Observatorio deAgres, y la fachada seca o de "sombra pluviométrica", en laque se incluyen Bañeres y Alcoy.

Las diferencias entre unos y otros vienen marcadaspor los resultados obtenidos en la elaboración del balancehídrico de las tres estaciones.

La aplicación del índice de Thornthwaite ha permi-tido clasificarlos del siguiente modo:

CUADRO I

Tipología climática según índices de Thornthwaite.

In Ih Concentración Tipología

verano climática

Agres -4,89 21,19 51,87% C,B\Ss'4Alcoy - 15,4 7,99 48,75% C,B'~db'4Bañeres -24,48 1,8 50,08% DB\db^

Todos ellos quedan incluidos en la categoría de cli-mas secos mesotérmicos (B\ y B\), con la particularidad deque los dos primeros son de transición entre los semiári-dos y los subhúmedos, de ahí su clasificación C: (Secosubhúmedo).

El caso de la estación de Bañeres es distinto, y a sota-vento pasa a integrar el grupo de los semiáridos (D).

Entre Agres y Alcoy se puede aún, introducir una dife-renciación: mientras el índice de humedad (In), medianteel cual se establece la primera de las notaciones de la tipo-logía, es para Alcoy - 15,4 en Agres es - 4,89, lo que indicapara este último un mayor grado de humedad, más pró-ximo a la categoría de los climas subhúmedos, ya que elíndice de los C, oscila entre los - 20 y 0.

Otras diferencias interesantes resultan del grado decontinentalización. Su ubicación interior más alejada dela costa, determina para ello un índice de la concentración

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en verano de la eficacia térmica que oscila entre 48,0 y51,9%, a los que se asigna la minúscula b\.

A la vista de los datos obtenidos para los tres observa-torios, puede establecerse una matización: en Agres yBañeres el mayor grado de continentalización viene dadopor su posición topográfica en la primera estación, por suubicación en el estrecho Valle de Agres, entre los flancosseptentrional y meridional de la Sierra Mariola y la Sierrade Benicadell respectivamente, continentalización quepuede corroborarse con la temperatura media de los mesesde julio y agosto (Cuadro II). Este rasgo se asocia en el casode Bañeres a su integración en tierras interiores, donde lainfluencia dulcificadora del Mediterráneo es práctica-mente nula (Fig. 8).

Para Alcoy, la situación cambia. Con una eficacia tér-mica del 48,75%, se aproxima rápidamente al umbral quesepara los climas continentales, de los de influenciamarina. Tal y como señala CLAVERO (2), este hechoviene expresado por la existencia de un pico térmico en elmes de agosto, momento en el que la humedad mediterrá-nea prolonga el máximo hasta dicho mes. En los otros dosobservatorios, el máximo se centra en el mes de julio, tal ycomo corresponde a un clima de características conti-nentales.

La variación estacional de la humedad (Ih: índice deexceso de agua) nos muestra una pluviometría más efec-tiva en las zonas más y mejor regadas de la fachada septen-trional (Agres), mientras que por el contrario los obser-vatorios de la vertiente a sotavento son más bien deficita-rios en agua, hecho éste más acusado en Bañeres querecibe un total pluviométrico inferior al resto de las esta-ciones.

La caracterización climática de estos tres observato-rios, permiten, extrapolando datos, diferenciar en Mariolados ámbitos: uno al que podríamos calificar de subhú-medo, y otro seco:

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a.- El dominio subhúmedo

Corresponde éste a las tierras del N-NE, y más omenos se extiende desde Cocentaina hasta Alfafara, desdedonde el anticlinal efectúa un brusco giro para tomar unadirección más meridiana. Su mayor pluviometría le vienedada por dos hechos fundamentales:

- La mayor altitud (es el núcleo orográfico másimportante).

- Su abierta exposición a los flujos del NE..

Estos dos aspectos inciden igualmente en un des-censo de los registros térmicos, especialmente invernales,con aumento de las nevadas y días de helada. Es por tanto,un clima más riguroso, al que podríamos caracterizar conlos rasgos climáticos del observatorio de Agres, pero trans-portados a mayor altitud, y convertido éste en un observa-torio de montaña.

b.- Dominio seco

En el resto del conjunto tanto precipitaciones, comotemperaturas experimentan claras diferencias.

Con rasgos más propios de observatorios de sombrapluviométrica (Alcoy y Bañeres), las modificaciones queaquí se introducen son, al igual que en el anterior, fruto dela altitud, mucho más moderada, y su exposición a sota-vento de los flujos húmedos.

De este modo la dificultad que plantea la no existen-cia de observatorios en altura obliga a caracterizar el climade Mariola en relación a las estaciones circundantes, amás baja altitud. Sin embargo, este factor, junto a la expo-sición, juegan un papel fundamental a la hora de introdu-cir modificaciones. Por todo ello, los datos estadísticosobtenidos para Agres, Alcoy y Bañeres se verían seria-mente modificados por la impronta del relieve.

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3. Análisis de las temperaturas

El análisis de los registros térmicos, en la serie 1948-83, proporciona una temperatura media anual inferior a laisoterma de 16° C, propio de zonas interiores y elevadasAlcoy y Bañeres rondan los 13° C, mientras que en Agres,los efectos de la continentalidad dejan sentirse en unaumento de la media anual. La serie obtenida para dichoobservatorio, muestra unos valores un tanto irregulares.Efectivamente, una media en torno a los 25° C, para losmeses estivales, puede ser explicable por efecto de la conti-nentalidad, dado el cerramiento topográfico de la estaciónen el Sinclinal de Agres.

Por el contrario, temperaturas de 6,7° C, 8,6° C y9,3° C, para los meses de diciembre, enero y febrero, res-pectivamente, parecen un poco elevadas para esta zona ymás aún si las comparamos con las de Alcoy, menos ex-puestas a los flujos fríos, y con una diferencia altitudinalde 160 metros.

Hecha esta aclaración, conviene tenerla en cuenta,siempre que se manejen los registros térmicos de Agres.

Las amplitudes térmicas anuales, superiores a lasregistradas en zonas costeras, oscilan entre 15,3° C paraAlcoy, 17,2° C para Bañeres, y 19,1° C para Agres, experi-mentando ésta un aumento conforme nos alejamos dela costa.

El ritmo térmico estacional ofrece medias en losmeses más calurosos (julio y agosto) entre 21 y 25° C, conun máximo diferente según la posición del observatorio:pico máximo de agosto para Alcoy, (con mayor influenciamarina), y pico máximo de julio para los más continen-talizados.

En el caso de Bañeres, esas medias de julio-agosto, sereducen, dada la altitud a la que se encuentra situado elobservatorio (816 m.).

Las medias de los meses de invierno registran en

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mínimo en enero salvo en Agres que se adelanta a diciem-bre con temperaturas apenas superando los 8° C, (sin con-siderar las temperaturas anormalmente elevadas enAgres).

Todos estos datos son aún más reveladores si nos cir-cunscribimos al dominio montañoso. La reducción de latemperatura con el ascenso altitudinal,y la aplicación delgradiente de estado medio (3), permite la extrapolación delos datos térmicos.

En este sentido, dos dominios pueden definirse enMariola, entendiendo que la transición entre ambos su-pondrá interferencias entre uno y otro (Cuadro III).

En lo que se conviene en llamar dominio subhúmedo,las temperaturas ofrecen valores medios muy bajos (comocorresponde a un ámbito montañoso), con una media enenero de 2,8° C, y en agosto de 18,1° C; ningún mes quedapor bajo de los 0° C. El dominio seco, más interior y conti-nentalizado, y también de menor altitud, le correspondevalores superiores.

Si en el primer caso el observatorio elegido a la horade extrapolar datos ha sido el de Alcoy, ya que la serie deAgres desvirtúa en cierto modo la realidad, en el segundoBañeres define con gran precisión el ámbito situado asotavento, ya que por otro lado, también se encuentra máspróximo a él. No obstante, y en dirección oriental, aúndentro del mismo dominio térmico, son visibles ciertasdiferencias, ya que ahí se hacen notar los registros delobservatorio alcoyano. Entre ambos, las medias de no-viembre a marzo apenas sufren variaciones importantes,mientras que el resto del año, la mayor altitud media delconjunto oriental, hace que éstas desciendan.

Mucho más significativos, para este estudio, son losdatos referidos a temperaturas medias y absolutas, y con-trastes térmicos. Para ello, se ha utilizado la serie 1976-84,correspondiente al observatorio de Alcoy, único con regis-tros día a día. En los cálculos siguientes (Cuadro IV), la

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aplicacion del gradiente de estado medio, permite subsa-nar los problemas que acarrea la diferencia de altitud.

Las temperaturas extremas son de especial interes. Lamedia de las minimas y maximas mensuales arroja losresultados que se especifican en el Cuadro IV.

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CUADRO iismperaturas raedias mensuales

CUADHO III

Temperaturas medias mensualeH extrapoladas

CUADHO IV

Extremas mediaa mensuales

CUADRO V

:tre«ae absolutes

Las temperaturas mínimas negativas en los mesesinvernales están relacionadas con advecciones de aire fríoespecialmente frecuentes en el mes de enero. Por su partela oscilación media mensual nos releva que mientras ene-ro se convierte en el mes de menor contraste térmico, julioes el que más alta oscilación presenta, ya que en las tierrasdel interior, más alejadas de la costa, se dejan sentir losefectos de un fuerte calor diurno, y un enfriamiento noc-turno, que llega en algún punto concreto a ser muy acu-sado.

A pesar de ello, tampoco la media de las máximasofrece valores elevados, ya que reflejan especialmente losefectos de la altitud.

En relación a esto, ya CAVANILLES en su ascenso alMontcabré, se refiere al rigor climático que domina en laszonas culminantes de Mariola: "Era frío el ambiente, aun-que en el mes de agosto quando en el Condado (Cocen-tayna) y valles inferiores reynaba un calor excesivo" (4).

Muy significativo es para este trabajo los valores quellega a alcanzar la oscilación térmica diaria.

Enero se perfila como el mes con menores contrastestérmicos, no ocurre lo mismo en el mes de julio, mes en elque se dejan sentir los efectos del enfriamiento nocturno,que en algún caso puede ser bastante intenso. En el pri-mero de ellos, la oscilación diaria alcanza un valor mediomáximo de 11,3° C, mientras que en julio éste es de 16,3 yun mínimo de 11,6° C. Al utilizar valores medios, la reali-dad queda en cierta manera enmascarada, por lo que con-viene hacer referencia a casos concretos, pero manejandocifras absolutas.

Así pues, éstas indican en primer lugar la existenciade oscilaciones térmicas diarias mucho más elevadas enpleno verano, que llegan a alcanzar valores de 20,5° C,incluso de 22° C (30 de julio de 1981 con una máxima de34,2° C y con una mínima de 12,2° C).

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Más interesantes son los resultados obtenidos para elmes invernal. Efectivamente, estableciendo valores medioséste se configuraba como un mes, que manteniéndose enniveles térmicos bajos, no ofrecía cambios térmicos dia-rios importantes. Pero realmente, ello no es así. El 26 deenero del año 1981 la oscilación alcanzó los 22° C con unamáxima de 12,2° C, y un registro mínimo negativo de -9,8° C;a ello hay que añadir la existencia de bruscos cambios deun día a otro, y a que en este caso concreto la oscilación deldía siguiente experimentó un descenso de 11° C. En estemismo mes, es frecuente encontrar, junto a fuertes oscila-ciones, mínimas de 1° C.

Todo ello nos indica que a pesar de ser en julio másfuertes los contrastes de temperaturas, es en enero dondeéstos adquieren un especial significado, al producirse des-censos por debajo de los 10° C, e irregularidades muy acu-sadas de un día a otro.

Quizás más expresivas sean las temperaturas extre-mas absolutas de la serie y en especial las mínimas absolu-tas especificadas en el Cuadro V.

El fuerte contraste entre ambos ofrece una amplitudextrema absoluta de 54° C. La temperatura mínima extre-ma es de -14,8° C (-11° C en Al coy), registrado en enerode 1971.

El vaciado día a día de las temperaturas mínimas hapermitido determinar los descensos térmicos por bajo de0° C. Para contabilizar los días de helada se ha recurrido ala única serie disponible con registros diarios (observato-rio de Alcoy). Sin embargo, teniendo presente el objeto deeste trabajo, como para cualquier otro que tenga como finplantearse los efectos de las heladas sobre la roca desnuda,más interesante sería el poder contar con registros térmi-cos al nivel del suelo, ya que aquí los cambios hielo-deshielo son siempre superiores a los que se producen enel aire, por lo que las amplitudes y oscilaciones de la tem-peratura, son también muy superiores.

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Del mismo modo, el no poder contar más que con lamáxima y mínima del día, y no con la evolución diaria delas temperaturas (al menos cuatro o cinco datos en horaspunta), impide realizar un tratamiento mucho más pro-fundo, y a la vez más concreto, de este tema, y especial-mente destinado a establecer el ciclo diario del hielo, y portanto cuantificar los procesos hielo-deshielo.

Los resultados son los siguientes:

Mes

enerofebreromarzoabrilmayoseptiembreoctubrenoviembrediciembreMedia anual dedías de helada

CUADRO VIN.° Medio de días con

T=D°CT(D°C

Dominio Dominioseco suhhúmedo

12.9 17,510,4 14,16,6 10,62,4 5,1--0,1 0,55,0 7,79,0 13,6

30,9 45.2

Alturas

1.300 m.

19.0

16,213.47,00,40.11,6

11,115,7

55,3

Del cuadro anterior puede extraerse interesantes con-secuencias. En primer lugar, un distinto régimen cíclicoanual de heladas impera en las zonas por bajo de los 1.200 m.de altitud, con respecto a los que superan dicho umbral.

En segundo lugar, dominio seco y dominio subhú-medo, cuyos límites han sido ya trazados dada su posiciónmás o menos favorable a los vientos del NE, ofrecen valo-res igualmente distintos.

65

La zona montañosa no superior a 1.200 m. extiende superíodo de heladas de octubre a abril, con un máximo deenero, seguido de febrero y diciembre. En alturas quealcanzan o rebasan los 1.300 m., (área comprendida entreMontcabré, cornisa del cierre perclinal y alto del Cerincal,núcleo más elevado y nororiental), el ciclo se prolonga dosmeses más: mayo y septiembre.

El número de días de helada al año experimenta delmismo modo una gradación en altitud y en dirección NE.De ahí, que el valor sea inferior en el dominio seco, y queéste experimente un importante aumento en el subhú-medo y dentro de él en el sector nororiental (Fig. 9).

Estos datos se alteran considerablemente en las zonasdeprimidas periféricas. En Alcoy, los días de helada al añoson 14,3, reduciendo el intervalo de noviembre a abril. Porel contrario, y en Agres, estación más septentrional y en elplano del anticlinal, los días de helada oscilan entre 35 y 50al año (5); directamente relacionado con ello, son los valo-res obtenidos para el dominio subhúmedo.

En resumen pueden diferenciarse dos ámbitos:

1.- Área que no supera los 1.000 m. de altitud menoshúmeda, en la que la media de días de helada alaño se reduce a 30,9 (valor que aún sigue siendoimportante comparándolo con el de Alcoy), y unciclo de seis meses.

2.- Área más elevada, de orientación NE, húmeda yfría, que supera los 45 días al año, y que ascen-diendo en altitud y en dirección nororiental,aumenta sus valores y prolonga su ciclo dos mesesmás, siendo junio, julio y agosto, los únicos meseslibres de helada.

Los datos anteriores ponen pues de manifiesto loriguroso del clima que reina en las grandes altitudes deMariola. De nuevo la referencia a cifras absolutas, nosofrece ejemplos más significativos y expresivos.

66

fig9

67

En febrero de 1965, la media de las mínimas fue de -4,7° C, y la mínima absoluta de -12,8° C, por lo que puedellegar a pensarse que prácticamente, durante todo el messe sucedieron las heladas, y fueron frecuentes las alternan-cias diarias hielo-deshielo (la amplitud térmica mensualmedia fue este mes de 10,5° C, y la absoluta de 26° C).

Parecida situación encontramos en diciembre de1970, con una media de las mínimas de -4,6° C, y unamínima absoluta de -12,3° C. Esta situación se prolongadurante el mes de enero de 1971, mes éste en el que sealcanza la mínima absoluta de toda la serie utilizada (día2: -14,8°C).

Más significativo es para este mes la fuerte amplitudtérmica mensual absoluta, que fue de 32° C, y una ampli-tud media de de 11,9°C.

Ambas situaciones están asociadas con adveccionesde aire extremadamente frío, cuya prolongación temporalpuede llegar a generar olas de frío. En efecto, las olas defrío adquieren en esta zona, como ya se indicó anterior-mente, una especial importancia.

En el segundo caso, la situación sinóptica del día 2 deenero de 1971, muestra en superficie un potente anticiclóninstalado sobre la Península, y que a modo de cuña seintroduce hacia el centro de Europa, vehiculando asíhacia nuestras latitudes un aire frío y seco del primer cua-drante; un centro de bajas presiones y estructura frontal sesitúa en el Golfo de Genova.

En la topografía de 500 mb., la invasión de aire frío semarca por una profunda vaguada que apunta a la Penín-sula en dirección NE, resultado de un proceso de bloqueoen omega, con una dorsal anticiclónica situada al Norte dela fachada occidental europea, aproximadamente desdelos 35° de latitud N, hasta las Islas Británicas.

De esta descripción sinóptica, es importante destacarla favorable situación de la costa, que permite la directa

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penetración de los vientos fríos del NE, ligados a registrostérmicos iguales o inferiores a 0° C.

Hasta el año 76, período del que no se poseen registrosdía a día, las repercusiones de estos procesos en la zona, hasido puesta de manifiesto en repetidas ocasiones (6).

En las conocidas heladas de febrero de 1956, Alcoyalcanzó los -9° C (7). El vaciado día a día de la serie 1976-84permite analizar situaciones concretas de especial im-portancia. No se pretende hacer aquí un análisis completoy exhaustivo de las olas, y su incidencia en los registros tér-micos del observatorio tratado; por el contrario, interesahacer resaltar la relación de éstas con intensos períodosde helada.

Son especialmente importantes, desde un punto devista morfológico, dos hechos que se derivan de dicharelación:

1.- La existencia de heladas continuas en 24 horas,tal y como lo prueba la temperatura negativamedia diaria, resultado de máximas y mínimasdiarias igualmente negativas.

2.- Sucesos temporales prolongados, de heladas enlos meses invernales en los que se combinan losregistros mínimos absolutos y fuertes oscilacio-nes térmicas en algún caso.

Así pues, las situaciones temporales a destacar sonlas siguientes:

• Enero de 1977: Las heladas se prolongan durantelos días 4, 5, 6. 7, de ellos el 5 y el 6, éstas son conti-nuas las 24 horas, ya que se registraron máximas/mínimas de -0,8 y -2,3° C, y mínimas/máximas de-0,5 y -1° C, respectivamente.

• Enero-febrero de 1977: Se prolongan hasta media-dos de febrero, con pequeños intervalos libres.Fueron mucho más intensas en enero, mes en elque las heladas ocuparon el 81,7% de los días, y de

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entre ellos en el día 12, éstas fueron continuas (-0,8° C máxima, y -3,8° C mínima). En febrero sealcanza la temperatura más baja (-9,8° C).

• Febrero de 1979: Afectaron a la segunda quincenadel mes. Durante dos días, las heladas fueron con-tinuas (25 y 26: máximas para ambos de -0,8° C ymínimas de -8,3 y -6,8° C, respectivamente). El día27, se llegó a alcanzar una temperatura positiva de13,2° C, como máxima, y una mínima de -2,8° C,por lo que se agudizaron considerablemente loscontrastes térmicos diarios. Esta situación se pro-longa aproximadamente hasta el 3 de abril.

• Enero de 1980: Helada continuada el día 13 (má-xima -3,8° C y mínima -4,8° C). El porcentaje dedías de helada ascendió a al 85,5%.

• Diciembre de 1980 - enero-febrero de 1981: De los90 días que suma la estación invernal, tan sóloestán ausentes de heladas 16, o lo que es lo mismo,un 17,8%. Las temperaturas mínimas registradascorresponden a los días 14 de enero (-9,8° C), y 1 - 2de febrero(-7,8° C).

Otro hecho significativo de este crudo in-vierno, es la elevada oscilación extrema diaria:19° C para enero, y 18° C para diciembre y febrero.

• Diciembre de 1982 - enero-febrero de 1983: Lasituación es similar a la anterior, sólo que el por-centaje de días de helada se reduce al 71%, si conta-bilizamos un período de tres meses. No ocurre así,si consideramos el intervalo del 8 de enero al 21 defebrero, en el que el porcentaje asciende al 86,7%.

El empeoramiento climático es especialmente acu-sado en el mes de febrero, ya que entre los días 8 y 15 afectóa la Península una ola de frío, con vientos de procedenciaártica, muy frío y húmedo (8).

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Los descensos térmicos más acusados tienen lugarentre los días 12 al 14, en los que la temperatura media fuenegativa: máximas de-3,8,-6,8 y-6,8° C, para los días 12,13y 14 respectivamente, a los que corresponden mínimas de-5,8,-9,8 y -11,8°C.

Esta ola llegó a afectar también a la mitad sur de laprovincia de Alicante (9).

- Diciembre de 1983 - enero de 1984: Los descensosde los registros térmicos comienzan a producirse aprimeros de diciembre, pero son mucho más acu-sados en el segundo mes en el que poco más de lacuarta parte del mismo (25,8%), está libre de hela-das. La mínima extrema fue de -7,8° C, y llegaron aalcanzarse oscilaciones térmicas diarias muy altas.

- Febrero-marzo de 1984: En este caso, el períodomás frío se retrasa hasta marzo, con una mínimaextrema de -8,8° C; entre los días 5 y 13 de marzo secontabilizan las temperaturas más bajas. El día 14de febrero, la helada se prolonga las 24 horas (-1,8 y-3,8° C de máxima y mínima respectivamente), ycon una alta oscilación diaria, que llegó a alcanzarlos 18,5° C. Las heladas supusieron un 90,2% de los41 días en que se prolongó la situación.

El análisis de las situaciones sinópticas que acompa-ñaron a estas heladas, permite confirmar la influencia deperíodos de intenso frío, especialmente en enero y febrero,con dispositivos isobáricos diferentes; pero que se resu-men en tres grupos (10):

- Períodos ligados a invasiones de aire frío polar con-tinental, con trayectoria NE.

- Períodos fríos vinculados a irrupciones de masasde aire árticas o polares marítimas, con vientos del4° cuadrante.

- Períodos fríos por irradiación de la superficie del

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suelo, muy frecuentes en nuestro invierno, y enespecial durante el mes de enero.

Cualquiera de los tres casos indicados requieren per-manencias prolongadas como para poder generar olas defrío. Pero de todos modos, las invasiones de aire frío polarcontinental o marítimo convierten a la franja septentrio-nal del macizo de Mariola. entre Alfafara y Cocentaina, enun auténtico frente de choque para estas masas. Losenfriamientos por irradiación, (que tienen lugar práctica-mente todo el año), consiguen prolongar en el tiempo lasituación climática generada por la afluencia de masasfrías desde altas latitudes, provocando un aumento de laoscilación térmica diaria,y ciclos de hielo-deshielo diariosen espacios temporales prolongados.

4. Las precipitaciones: carácter orográfico

Fuerte intensidad de las precipitaciones, y sequedadestival, son dos hechos que confieren características medi-terráneas al régimen pluviométrico de esta zona. No obs-tante, el rasgo que define las precipitaciones en este ám-bito es precisamente el carácter orográfico de las mismas,así como la favorable exposición con respecto a las masashúmedas. Las precipitaciones medias anuales, en el perío-do 1948-83, alcanzan los 629,7 mm. en Agres, 490,7 enAlcoy y 428,1 en Bañeres, que aún situándose en la ver-tiente de sombra pluviométrica, experimenta un aumentoen función de la altitud a la que se sitúa dicho observatorio(816 m.).

En Mariola, las precipitaciones recibidas deben seriguales o potencialmente superiores a las conseguidas enestos observatorios, ya que al no existir totalizador enaltura es imposible cuantificar con exactitud el volumenanual de éstas. A pesar de ello, la comparación entredichas estaciones permite, al igual que con los registrostérmicos, establecer reveladoras diferencias.

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En el ritmo estacional, derivado del cuadro VIII, lasdiferencias se ciñen a los observatorios situados en lafachada lluviosa, con una fórmula I.O.P.V.,y los situados asotavento con la variedad O.P.I.V.

En Agres, el adelanto de la estación invernal con res-pecto al otoño, tiene su respuesta en un acusado descensode la pluviometría en el mes de noviembre, y en su mejorexposición con respecto a los flujos húmedos, por suparte.

En Alcoy, salvo el déficit estival, una cierta continui-dad se mantiene el resto del año.

El ritmo anual de las precipitaciones ofrece una granvariedad entre los distintos observatorios. No obstante, elmáximo principal coincide en todos ellos con el mes deoctubre, máximo que en el caso concreto de Agres es real-mente importante (106,2 mm. que corresponde a un 16,9%del total anual) ; es igualmente común la existencia de dospicos secundarios en diciembre y abril, y un mínimo prin-cipal en julio. Por lo demás, las variaciones son extremas,si bien puede indicarse un descenso en todos ellos de lamedia mensual de febrero y noviembre, así como de unaumento en el mes de junio, en gran parte debido al carác-ter tormentoso de las precipitaciones.

Más interesante resulta abordar cuestiones referentesal carácter de las precipitaciones, y la gran variabilidadpluviométrica in teranual , mensual, incluso diaria, aspec-tos éstos que explican ciertas formas morfológicas, y enespecial por lo que se refiere a la gran capacidad morfoge-nética y erosiva, que tienen las precipitaciones del ám-bito mediterráneo.

El primer aspecto, el carácter de la pluviometría, vienereferido en especial a las precipitacioines en forma denieve, que se producen más intensamente en enero, fe-brero y diciembre.

El promedio anual de días de nieve varía con la alti-

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tud y la exposición. KUNOW (11), indica una media de 4días en Agres, 3 en Alcoy y 2 en Cocentaina, en base a laaltitud de los observatorios. Sin embargo, CLAVERO (12)establece un máximo en la zona del Macizo de Alcoy enAgres, con un promedio de 2,9.

El tratamiento día a día de la serie 76-84 arroja unresultado de 1,5 días al año en Alcoy. Con todo ello no esarriesgado suponer que los 4 días de nevada en Agres indi-cados por Kunow sean razonables, promedio que aumen-tará conforme lo hagamos en altitud.

La mejor prueba de intensos períodos de nivación laofrece la existencia de pozos de nieve alineados en la cor-nisa septentrional de Mariola. Concretamente, se han car-tografiado tres de ellos: la renombrada Cava de DonMiguel (próxima al Fortín), y las cavas del Alto de Cevin-cal, junto al Refugio de Montcabré, en las cercanías deAgres.

En efecto, MADOZ hace referencia al intenso comer-ciar de este producto, que constituyó una de las bases eco-nómicas principales de Agres, con "...la recolección denie e en el invierno, que llevan a vender a San Felipe yotros pueblos" (13), y de Alfafara "...con el acopio de nieve,la cual en el estío conducen a Játiva, y otros pueblos inme-diatos" (14), así como del intenso consumo que de ella sehacía en la vecina localidad de Alcoy, no tan rica eneste producto.

A efectos morfológicos, cobra un especial interés losdatos referentes al tiempo que permanece el suelo cubiertocon una capa nivosa. Se ha podido comprobar, medianterecorridos por el terreno, y encuestas directas, que éstasuele permanecer entre 4 y 6 días, y si las condiciones sonóptimas, (registros térmicos por bajo de 0° C) este intervaloaún puede ampliarse más.

En efecto, las nevadas que tuvieron lugar en enero de1985 afectaron a la Sierra de Mariola entre los días 8 y 9,nevadas que no llegaron a cuajar al S/sur de Cocentaina.

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Foto 3.- Permanencia de la capa de nieve sobre el suelo, seis días después de pro-ducida la precipitación.

Foto 4,- Pozo de nieve en el Alto de la Cava, que evidencia los largosperiodos de innivación.

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Las heladas nocturnas contribuyeron a que la capa denieve se conservase aún prácticamente intacta hasta eldomingo día 13.

El carácter tormentoso de las precipitaciones tieneaquí también una gran importancia. Las tormentas sonmuy frecuentes, concretamente en la estación primaveral,junio y septiembre. La fachada septentrional es la máspropicia para ello, con tormentas caracterizadas por lafuerte intensidad de las precipitaciones, y el formidableaparato eléctrico que las suele acompañar.

Por lo que se refiere a la variabilidad pluviométricainteranual , puede ocurrir que el año más húmedo supere,yllegue a duplicar la pluviometría media de la serie, mien-tras que en otros años la descarga de agua queda muy pordebajo del valor medio.

El coeficiente de irregularidad ofrece para los 3 obser-vatorios tratados, en la serie indicada, los resultados reco-gidos en el cuadro IX.

Las desviaciones pueden ser, pues, considerables enespecial en Agres, en el que la precipitación del año máshúmedo fue 7,3, superior a la del mes más seco, que porotro lado fue poco más de 6 veces inferiora la media anual.En todos los casos, la oscilación absoluta o recorrido essuperior a la media.

Otro promedio que nos indica porcentualmente elgrado de irregularidad entre años viene definido por losdatos referentes a los tanto por ciento de años cuyo totalanual es inferior, superior o próximo a la media (Cua-dro X).

Con estos datos, han podido elaborarse las curvas deirregularidad interanual (Fig. 10), que nos muestran efecti-vamente la gran variabilidad de un año a otro en los volú-menes descargados. Casos extremos podemos señalar encualquier observatorio.

En Agres, la precipitación anual del año 1970, fue de

76

77

CUADBO VII

CUADRO V I I I

CUADHO X

CUADBO XI

Fig. 10.- Irregularidad pluviométrica interanual .

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1.087 mm., al año siguiente se alcanzó el mínimo absolutocíe la serie, 158,8 mm.

En Alcoy. la oscilación pluviométrica entre los años1951 y 1952, fue de 526,1 mm., cuyo salto puede verse clara-mente en el gráfico correspondiente a dicha estación.

Bañeres no está privada de estos contrastes, cuyosmayores índices aparecen claramente en los últimos años,concretamente entre 1981 y 1982, con 261,3 y 710 mm.respectivamente.

Un hecho importante es el descenso pluviométricoque se registra en los observatorios de Alcoy y Bañeres y enespecial en el primero.

En torno a 1978, se iniciaba dicha recesión con dospicos ascendentes en 1980 y 82, lo que ha supuesto un durogolpe para las reservas hídricas subterráneas, que hanvisto descender considerablemente sus niveles piezomé-tricos, ayudados por una más intensa sobreexplotación.En el caso de Agres, los descensos no son parejos tempo-ralmente a los anteriores.

La gran irregularidad interanual tiene también sureflejo en la enorme variabilidad de los totales mensualesde un año a otro. Tal es el caso, por ejemplo, de la estaciónde Agres donde, en el año 1969, llegan a recogerse 404,3mm., en el mes de octubre, lo que equivale a un 64,2% delvolumen medio anual; por el contrario, precipitacionesinapreciables se registran durante varios años en esemismo mes.

Otro ejemplo, serían los 106 mm. del mes de junio de1960, que se totalizan en Alcoy, cuando la media de dichomes es de 29,9 mm., es decir, ese mes triplica el volumenmedio mensual, lo que deja ver claramente las fuertes osci-laciones pluviométricas mensuales.

Duración e intensidad de las precipitaciones, sonotros dos aspectos que exigen ser tratados. Especialmente,

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porque ellos van a permitir el conocimiento de dos hechosclaves en la pluviometría de la zona:

1.- La existencia de fuertes precipitaciones torrencia-les, típicas del ámbito mediterráneo, que ligadas aprocesos de gota fría en altura, y cuya intensidades más acusada en los meses otoñales.

2.- La frecuencia de precipitaciones continuas du-rante varios días, ligados en este caso a tempora-les húmedos de Levante, que adquieren más im-portancia en abril y mayo, a consecuencia de unaumento de las temperaturas en estas zonas algomás interiores.

El reducido número de días de precipitación al año,que oscila entre 40 y 65 (53,4 concretamente en Alcoy, datoen el que se recoge también la precipitación inapreciable),comparada con los volúmenes anuales, nos indica deentrada una cierta intensidad pluviométrica.

Es obvio que dicho valor aumente a medida que lohagamos en altitud, pero también lo hace el total delluvia.

Los datos que mejor aclaran y evidencian la intensi-dad de las precipitaciones son, sin duda, cifras absolutas.Así, en una primera aproximación, los meses de octubre,noviembre y diciembre, se convierten en el período demayor concentración e intensidad pluviométrica anual,tal y como lo prueban los casos extremos recogidos en laserie analizada del Cuadro XI.

De la relación resulta un promedio equivalente alporcentaje que representan la precipitación de ese inter-valo con respecto al total anual . En Agres y en sólo dosmeses, llegan a conseguirse el 67,1% de la precipitaciónglobal.

In ten ta r establecer el porcentaje que representa elmes de máxima precipitación con respecto al total anualpermite incidir en una desigual repartición pluviométrica

80

anual ya que determinados meses alcanzan valores máxi-mos y además concentrados en pocos días. La serie 1964-82 (observatorio de Alcoy) oíYece los datos expuestos en elCuadro XII.

A la vista de esos datos, el mes más favorable paraestas l luvias es octubre, que en todos los casos supone másdel 25% de la precipitación anual. La máxima intensidadcorresponde, no obstante, a diciembre de 1964, con un 51%del total de ese año.

A simple vista, esta dato puede chocar con la afirma-ción anterior; por ello se han incluido las columnas corres-pondientes al N° de días en que se produce esa preci-pitación, y el % del global mensual que a cada uno de ellosle corresponde.

Comprobando los resultados, de nuevo octubre seconvierte en el mes de máxima intensidad, no sólo anual,sino también diaria, ya que las precipitaciones caen enpocos días al mes, mientras que diciembre del 64 reduceconsiderablemente la concentración pluviométrica, yaque ésta se produjo durante 13 días.

Estas conclusiones nos permiten afinar aún más eltema, e intentar establecer los grados de intensidad diariade las precipitaciones, de tal modo que una combinaciónentre la precipitación media mensual, y el N° de días deprecipitación medio para cada mes de la corta serie deAlcoy, nos lleva a la determinación del mes con mayorintensidad diaria de las precipitaciones. Los resultadosobtenidos se resumen en el Cuadro XIII.

De dicho cuadro, pueden extraerse dos consecuen-cias de gran importancia, de cara a un estudio de la diná-mica morfogenética:

1.- Que de nuevo octubre se revela como el mes demayor intensidad mensual, y otoño como la esta-cional, si bien el elevado promedio le viene dadopor el mes de octubre. Concretamente, el día de

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máxima concentración diaria registrado en laserie corresponde al 10 de octubre de 1966, en elque se recogieron 128 mm., un 66,6% de la precipi-tación mensual, y un 29,2% de la anual.

2.- Que el promedio estacional convierte a la prima-vera en una época de elevada pluviometría, (yaque el volumen total es parejo al otoñal), y unamenor intensidad diaria, como resultado delaumento del número de días de precipitación y enespecial en el mes de abril.

Este aumento del número de días medio de precipita-ción en la primavera (19,2 días) enlaza directamente conotra cuestión, que ya apuntábamos anteriormente, refe-rente a la duración de las lluvias en el tiempo, ya que nosólo en este mes se eleva el número de días, sino que tam-bién es el mes con mayor porcentaje de precipitacionescontinuas.

Antes de pasar a dicho análisis, conviene hacer refe-rencia a la concentración pluviométrica horaria, que defi-ne a precipitaciones de carácter torrencial.

NEUS LA ROCA (15) establece para esta zona unperíodo de recurrencia de 1 año, o poco más, para precipi-taciones máximas de 50 mm. en 24 horas, cifra que se con-sidera l ímite inferior de precipitaciones de característicastorrenciales.

Del mismo modo, incide en la importancia que enesta zona (que incluye Agres y Cocentaina) adquieren lasprecipitaciones continuas durante 2-6 días, ligadas a tem-porales de Levante, y que para el caso de Agres las precipi-taciones continuas de 100 mm. se producen cada 14 mesesaproximadamente, mientras que las de 200 mm. lo hacencada dos años aproximadamente.

. En efecto, la existencia de períodos que oscilan entrelos 3 y 6 días en los que no cesa de llover, y que en algúncaso tienen unas repercusiones morfológicas de gran im-

82

CUADRO XII

AÑO

1965

1966

1967

1968

1969

1970

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

ínterisidad diariamensual y eataciaonal de las procipotaciones

Mes P

M

A

My

J

Jl

Ag

S

0

N

D

E

F

P (mm)

490,0

438,5

445,6

388,5

564,1

311,6

789,0

676,0

588,0

6O.6

503,6

525,0

541,0

281,1

273,1

592,5

222,2

583,3

(mm) media

48,68

50,65

49,05

30,09'

8,44

12,06

20,16

75,90

32,31

55,77

27,22

25,15

Internsided mensual de las precipitaciones y porcentaje diario

Mes P (mm) % N« días %

X 137,0 28,0 15 1,9

X 192,0 43,8 7 6,3

XI 92,0 20,6 8 2,5

III 87,0 22,4 8 2,8

X 214,5 38,0 13 6,4

X 104,5 33,5 10 3,4

X 225,0 28,6 8 3,6

XI 183,0 27,1 7 3,9

XII 221,0 37,6 12 5,4

II 139,0 22,9 12 1,9

III 155,9 30,8 9 3,4

V 194,0 36,9 10 3,7

V 135,0 24,9 8 3,1

IV 55,0 19,6 7 2,8

I 67,0 24,5 6 4,1

I 157,0 26,5 5 5,3

IV 80,0 36,0 9 4,0

X 192,0 32,9 6 5,5

CUADRO XIII

precipit. mes (mm/día) nal (nm/día)

5,3 9,2

7,4 6,9 7,7

6,5 7,6

4,3 7,0

1,4 6,1 6,0

2,7 4,5

3,1 6,5

5,3 14,3 9,8

4,6 7,0

4,8 11,6

4,0 6,8 8,4

4,0 6,3

83

1964 574.9 XII 293, 2 51.0 13 3,9

Media dias de Prodemd mesiual prodme estaciomensal

portancia, ha sido igualmente comprobada en Alcoy, dondedurante 3 días en mayo de 1977 se recogen 133 mm.; o los154,4 mm. de abril de 1981, contabilizados en nueve díasseguidos, 116 mm. de los cuales se recogieron en un sólodía.

En muchos otros casos, y durante el mes de abril, enunos pocos días (3 ó 4), se recogen precipitaciones superio-res a la media mensual, siendo de destacar el hecho de queen sólo 24 horas se totalizaron más del 60% del total.

Más ejemplos, podrían señalarse, destacando entodos ellos el primer puesto que ocupa en este tipo de pro-cesos el mes de abril, al que le siguen mayo y marzo. De lasprecipitaciones continuas durante unos días convienehacer hincapié en la importancia que adquieren, no sólolos volúmenes recogidos, sino también la extensión delperíodo temporal en el que se producen.

Para finalizar, hay que añadir que Mariola, comoestación de montaña, ve aumentar el total anual de preci-pitación, e incluso el número de días de lluvia al año. Nosólo por efecto de la altitud, sino que también habría quecontabilizar aquellos volúmenes (muy poco importantes)ligados a condensaciones sobre la superficie rocosa, osobre hojas de árboles y arbustos, dado los altos índices dehumedad relativa mucho más elevados en los meses denoviembre a mayo, y las nubes de banderola que con fre-cuencia aparecen adosadas a la cumbre del anclinal. Lasnieblas son muy frecuentes en todo este sector.

5. Relación entre la distribución de las temperaturas y lasprecipitaciones

El binomio temperatura-precipitación, oportuna-mente combinado, permite, entre muchas otras posibili-dades, establecer una relación entresuelo mojado,y regis-tros térmicos por bajo de 0° C, así como evaluar los nivelesalcanzados por la evapotranspiración, y con ello, determi-nar la efectividad de las precipitaciones.

84

5. /. Heladas-Precipitación

Esta relación adquiere una gran importancia morfo-lógica, y en mayor medida por lo que se refiere a la diná-mica periglacial. El vaciado día a día de los totales pluvio-métricos, así como de los registros térmicos del observato-rio de Alcoy, ha puesto de manifiesto la estrecha coinci-dencia entre las temperaturas por bajo de 0° C, y las preci-pitaciones en los meses de diciembre a febrero; en marzo yabril, aún existiendo relación, los % son importantes, yaque coincide con un aumento pluviométrico y una menorintensidad de las heladas; por último, los meses de sep-tiembre (en aquellos sectores donde hay prolongación delciclo de heladas), octubre y noviembre, la conexión entreambos aspectos carece de importancia, salvo algún casoaislado.

Esta concurrencia permite poner de manifiesto elacusado carácter orográfico de las precipitaciones, comoya se apuntó anteriormente, precipitaciones asociadas avientos predominantes del N y NE o NW, masas de airefrío cargadas de humedad, que al penetrar hasta esta zona,chocan frontalmente con la pared que supone el frenteorográfico septentrional, provocando sus ascensos, y losfenómenos de condensación, la consecuencia directa es ladescarga de lluvia al tiempo que se producen descensos delos termómetros por bajo del umbral de los 0° C.

Por supuesto, no en todos los casos, ha existido esaunidad, incluso en los meses más propicios para ello, porejemplo en enero de 1977 y 1980 se registraron heladas, ysin embargo, no hubo precipitación ni antes ni en el mo-mento de la helada. Lo mismo ocurre en diciembre yfebrero. Pero, de todos modos, la relación entre ambos ele-mentos, en más de un 46,9%, ofrece una concurrenciamuy estrecha.

Un hecho muy importante, de cara a un análisis mor-fológico, es que dichas precipitaciones se produzcan díasantes de la helada.

85

Para ello, y en general para todo el proceso que se estáanalizando, nada mejor que recurrir a casos concretos, alanálisis de situaciones extremas. Entre ellas, por ejemplola que tuvo lugar entre los meses de diciembre de 1980 yenero-febrero de 1981.

Un invierno extremadamente crudo se prolongó du-rante estos tres meses. En diciembre, las heladas continuasestuvieron acompañadas el día 27 del inicio de la precipi-tación; así del 27 al 29, se recogió el total mensual (125,0mm.), de los que un 64,2% fueron en forma de nieve.

Las intensas heladas se sucedieron los meses siguien-tes, en los que se aprecia claramente un recrudecimientotérmico, y un descenso de pluviometría, pero no por ellomenos importante.

En efecto, el día 11 y 13 de enero, se recoge el totalmensual (que fue tan sólo de 18 mm.), todo él en forma denieve, pero con la particularidad de que los días 12 y 14 (esdecir, inmediatamente después de la precipitación), seregistraron temperaturas muy bajas: de -4° C y -6° C res-pectivamente en Alcoy (-7,8° C y -9,8° C, en las altas cum-bres de Mariola, donde a la vez el volumen tuvo que sertambién mayor).

La alternancia precipitación-helada, se sucede en losmeses de febrero y marzo, en este último, tanto en lo refe-rente al total precipitado, como en la intensidad de lasheladas, el proceso es mucho más relajado.

Resumiendo las cifras, en este trimestre los días dehelada contabilizados ascienden a un 82,2% del total dedías, con una precipitación global de 153 mm., que en sumayor parte fue en forma de nieve. En los últimos días delmes de diciembre se recoge el 81,7% de la lluvia caída, y el93,5% de la precipitación sólida; comienzos del nuevo año,tiene lugar un brusco descenso de los termómetros, quedeja sentir sus efectos sobre un suelo empapado y cubiertode una capa de nieve.

86

5.2. Grado de aridez y balance hídrico

La combinación entre precipitaciones y temperaturasmedias anuales, permite establecer el mayor o menor gradode aridez, que ofrecen los observatorios tratados, grado dearidez que viene expresado en los resultados obtenidos delbalance hídrico, como aplicación de la metodología deThornthwaite.

La desigual exposición de dichas estaciones da comoresultado una diversidad climática entre ellos que oscilaentre el seco subhúmedo de Agres y Alcoy, al semiáridode Bañeres.

Las diferencias entre los dos primeros (expresados enel índice de humedad de cada uno de ellos)y de éstos con eltercero, ponen de manifiesto el incremento de la aridez enlos observatorios situados a sotavento, continentalizados,y libres de la influencia marina.

El balance hídrico permite determinar si una zonaconcreta es deficitaria o no en agua. Para ello, el cómputoanual de la ETP, como indicador de las necesidades hídri-cas para que ese suelo encuentre las condiciones óptimasde humedad, que permitan el desarrollo de los cultivos, enrelación directa con las precipitaciones, nos está indi-cando el déficit en agua de esa zona.

En los tres observatorios, las precipitaciones quedanpor debajo de la ETP anual, por lo que todos ellos son defi-citarios durante los meses de julio, agosto y septiembre, sibien el déficit es mucho más acusado en los observatoriosde sombra pluviométrica, de tal modo que Bañeres co-mienza su falta de agua a mitad del mes de junio.

El exceso de agua es muy poco importante en losobservatorios más meridionales, no obstante Alcoy ofrecesuperávit en los meses de enero, febrero, marzo y abril.Pero es sin duda Agres (por su óptima exposición y latitud)la estación que con un exceso desde diciembre a abril,

87

posee un subíndice representativo de zonas con un supe-rávit moderado de agua en invierno.

Tanto el grado de aridez, como los resultados obteni-dos en el balance hídrico, permiten hacer hincapié en ladiferenciación climática entre los dominios subhúmedo yseco del núcleo orográfico comprendido entre los tresobservatorios.

El primero de ellos queda incluido en la categoría declimas de transición entre los semiáridos y los húmedos,que aún siendo deficitarios esta falta de agua estival escontrarrestada por un superávit nada despreciable.

La tendencia a la aridez, se incrementa de NE a SW,pasando de climas de transición a los semiáridos, con unacusado déficit hídrico, y un pequeño o ningún exceso deagua; a este grupo pertenece el dominio seco de sota-vento.

88

CLIMOGRAMA DE THORNTHWAITE : AGRES CLIMOGRAMA DE THORNTHWAITE: ALCOY

CLIMOGRAMA DE THORNTHWAITE: BAÑERES

Fig. 11 .

89

90

CtMBfiO XIV

BALANCE HIDHICQ (ftgres)

CUAORO XV

BftLASCE HIDHICO £*Seoy)

CUABRO XVI

W.LANCE HIDR1CO (Banercs)


1 CLAVERO PARICIO. P.L.: Los climax de la región valenciana.Resumen de Tesis doctoral. Universidad de Valencia, 1980,pp. 62-64.

2 CLAVERO PARICIO, P.L.: Las climas de la región... Op.cit . p. 46.

3 En este caso se ha aplicado el gradiente que KUNOW esta-blece para estas regiones, cifrado en un descenso térmico de0,55° C/ lOOm.en su obra El clima de Valencia y Baleares, Inst i -tuto Alfonso El Magnánimo. Excma. Diputación Provincia lde Valencia. Valencia. 1966. 239 pp.

4 CAVANILLES. A.J.: Observaciones sobre la historia natural,geografía, agricultura, población y frutos del Rey nú de Valencia.Imprenta Real. Madrid. 1797 (edic. facsímil). Valencia, 1981.p. 162.

5 BERNABÉ MAESTRE.J.M.:"Losvallesde Akoy"en LÓPEZGÓMEZ. A.. ROSSELLO VERGER. VM.eíalf.: Geografía dela provincia de Alicante, Excma. Diputación Provincial de Ali-cante. Alicante. 1978. p. 404.

6 Tal y como indica ARACIL GÓMEZ, J.C.: Olas de frío en laprovincia de Alicante. Tesis de l icenciatura (inédita). Dpto. deGeografía. Universidad de Alicante. Alicante. 1980, pp. 158-159. se c i tan olas de frío que llegaron a afectar a esta zona enfebrero de 1965, diciembre de 1967. enero-febrero-marzo de1969. diciembre de 1970. enero-lebrero de 1971 y enero de1975.

7 LÓPEZ GÓMEZ. A.: "El Clima" en LÓPEZ GÓMEZ, A.,ROSSELLO VERGER, V.M., el alt.: Geografía de la provinciade Alicante, Op. cit. p. 1 1 .

91

8 CAPEL MOLINA. J.J.: "La ola de frío de lebrero de 1983 enEspaña" Rev. Paralelo 37, n" 7, Colegio Universitario de Alme-ría. Universidad de Granada. Almería, 1984. p. 106.

9 SANTOS DELTELL. M.J.: "Ola de frío de febrero de 1983 enla Provincia de Alicante". Investigaciones Geográficas n" 3. Ins-t i tuto Universitario de Geografía. Universidad de Alicante.Alicante. 1985. pp. 76-81.

10 CAPEL MOLINA. J.J.: "La ola de frío de febrero..." Op.cit. p. 106.

1 1 KUNOW. P.: El clima de Valencia... Op. cit. pp. 172-17512 CLAVERO PARICIO. P.L.: Los climas de la región... Op.

cit. p. 62.13 M ADOZ. P.: Diccionario geográfico-esíadísíico-hisíórico de Ali-

canie, Castellón y Valencia T. I. Inst. "Alfons El Magnánim".Excma. Diputación Provincial de Valencia. 1982. p. 6.

14 MADOZ, P.: Diccionario geográfico... Op. cit. T. II. p. 49.15 LA ROCA. N.: "Deslizamientos rotacional-colada de fango

en los valles de Alcoi (Mas de Jorda. Benillup)". Cuadernos deGeografía Dpto. de Geografía. Univ. de Valencia, 1980, p.

92

28

CAPITULO IIIAGENTES MORFOLÓGICOS

YFACTORES CONDICIONANTES

EN EL MODELADO

Introducción

Un análisis morfológico, como el que aquí se pre-tende, exige la necesidad de establecer la intervención, quede positiva o negativa, han desempeñado diversos agentesmorfológicos en el modelado del paisaje.

En líneas generales, las formas más espectaculares,en nuestras tierras, se deben a la influencia de crisis climá-ticas cuaternarias, que no sólo afectaron directamente enlos registros térmicos o volúmenes de precipitación porejemplo, sino que de un modo indirecto condicionaron elespesor de la cobertera vegetal, el papel de agua dearroyada...

En la actualidad, una también muy adecuada combi-nación de factores, permite la intervención de determina-dos agentes, que no sólo contribuyen a mantener y conser-var formas pasadas, sino que son capaces de actuar activa-mente en la génesis de otras más o menos recientes. Obvia-mente, la intensidad de un mismo agente morfológico hoyno es comparable a la que tuvo en épocas pretéritas, actual-mente lo que encontramos son microformas.

No es menos cierto, sin embargo, que determinadosagentes permanecen invariables con el paso del tiempo, ysu papel modelador es, individualmente, semejante al quetuvo en etapas anteriores. Litología, y en gran medida lafractruración (tiene su origen en fases orogénicas anterio-res al proceso erosivo), se apuntan en esta línea.

95

El clima, sin duda alguna, domina como agente trans-formador del paisaje; no obstante, dividir estrictamente enMariola el ámbito de una morfología estructural por unlado y climática por otro carece de sentido, ya que cual-quiera de las manifestaciones geomorfológicas tienencomo base una clara influencia tectónico-estructural. Esésta, la que condiciona una especial preparación al ataqueerosivo de los materiales calcáreos, una desigual distribu-ción de pendientes con fuertes declives topográficos endeterminados sectores, la existencia de contactos litológi-cos discordantes, la instalación de la red fluvial... Estruc-tura y modelado están pues, íntimamente ligados, llegandola primera a condicionar en gran medida al segundo.

Teniendo presente este factor azonal, y sin embargo,local, otros dos han intervenido, o lo hacen hoy. activa-mente en cualquiera de los sistemas morfogenéticos conrepresentación en la zona de estudio:

a.- El agua, en cualquiera de sus tres estados (sólido,líquido o gaseoso). Agente activo, tanto en la ero-sión bioquímica, como en la mecánica. Es tam-bién el principal medio de transporte.

b.- El roquedo calizo, que frente al anterior, es consi-derado como elemento pasivo del proceso. Sobreél, actúan el agua cargada de gas carbónico, elhielo, las raíces de las plantas, acciones que traencomo resultado, la disolución o destrucción de laroca, que experimenta con ello un cambio en sunaturaleza química, o en su volumen.

Junto a ellos, otros agentes intervienen el modelado,positiva, o negativamente, pero nunca lo hacen de formaaislada, sino que la interacción entre todos es esencial a lahora de crear las condiciones indispensables para el desa-rrollo de un sistema morfogenético determinado.

El t ratamiento individualizado, que de ellos se hace acontinuación, no supone el considerarlos como comparti-

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mentos estancos, sino que por el contrario domina la con-vergencia entre factores.

/. Papel del roquedo calizo

En líneas generales, podemos decir que el comporta-miento geomórfico de las calizas es diferente, aún encon-trándose éstas en las mismas condiciones ambientales.Sobre ellas actúan dos procesos erosivos:

- Erosión mecánica.- Erosión química (o bioquímica).

El agua, al penetrar por las fisuras o poros de la rocacaliza, determina un cambio en el volumen de éstas, queen los procesos hielo-deshielo, provocan su estallido.

En relación a ello, se ha comprobado como la geli-fracción es muy frecuente en paisajes calizos, dada la tritu-ración de la roca, acción ésta, que se manifiesta tanto conla formación de taludes de bloques de gravedad, allá don-de la pendiente es importante, y la vertiente rígida, asícomo suavizando declives topográficos, mediante coladascon matriz arcillosa. En definitiva, la erosión mecánica seencarga de proporcionar así el material que alimenta a for-mas periglaciales.

Huellas de erosión mecánica van asociadas, del mismomodo, al efecto de la escorrentía tanto superficial, comosubterránea, generando oquedades, tanto en cauces epí-geos, como en simas y tubos freáticos por los que circulóun agua a presión.

Por su parte, la acción química en las calizas, seresuelve mediante la disolución y percolación de un aguacarbonada/cargada de gas carbónico.

En este proceso, intervienen multitud de fenómenos,entre ellos: determinadas condiciones climáticas, que pue-den convertir una roca poco soluble, en muy soluble; fac-tores bioquímicos (suelo vegetal, materia orgánica...), que

97

aumentan la agresividad de las aguas; el contacto entreseries calizas de distinta resistencia...

A diferencia de la anterior, su acción sobre el roquedocalizo, va asociada a un cambio en la composición de laroca, ya que las propiedades químicas de los residuos sóli-dos o impurezas resultantes del proceso de disolución delCO,Ca son muy diferentes a las de la roca caliza deorigen.

En ocasiones, ocurre todo lo contrario, es decir, la ero-sión química interviene aumentando el volumen, crean-do así rocas nuevas (es el caso, por ejemplo, de los depó-sitos de travertino, y de las formas de reconstrucción hipo-geas). La composición química (mayor o menor pureza), yla potencia de las series calizas, condicionan el desarrollode la disolución química.

Se ha comprobado también como en determinadossectores se produce, conjuntamente, un cambio de volu-men y composición química, que nos lleva a pensar en undominio morfológico con erosión combionada mecánico-química (cryokarst).

Así pues, el modelado de las calizas en Mariola, esextremadamente variado. Una de las manifestaciones másimportantes, es el modelado kárstico, en el que no sólointerviene la disolución química, sino que también la pre-sencia de microformas mecánicas. Se manifiesta, tanto ensuperficie (lapiaz, dolinas, poljés), como en profundidad(simas, cuevas).

El modelado calizo no kárstico es en su mayor parte elreflejo de un dominio periglaciar, en el que la caliza pro-porciona el material, suelto o envuelto en residuos de diso-lución susceptible a la intervención del agua de arro-yada.

Realmente, resulta difícil en algunos casos, separarambas formas de modelado, ya que se pueden encontrar

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Hg. 12.- Mapa litologico. Notese el predominio del material calizo.

99

huellas combinadas, especialmente por lo que se refiere aformas menores.

En el capítulo primero, se puso de manifiesto el pre-dominio que en Mariola toman los materiales calcáreos, yque la figura 12 recoge a grandes rasgos. Son las series cre-tácicas las más ricas en rocas carbonatadas, cuya purezaalcanza un máximo con las dolomías de los pisos supe-riores.

Se utiliza aquí el término "caliza", de un modo gené-rico, ya que bajo esta denominación se incluyen todas lasrocas calcáreas, más o menos puras según sea su conte-nido en carbonato calcico, (dolomías, calizas pararrecifa-les, biomicritas, calcarenitas...), que se convierten en unafitología susceptible a fenómenos periglaciares y kársticos,dada su especial friabilidad, y capacidad de absorcióny disolución.

Su comportamiento ante el ataque erosivo, es muydistinto (especialmente, de cara a los procesos erosivos,como se verá en el capítulo siguiente). Por ejemplo, lasdolomías del Cenomaniense-Senoniense ofrecen una me-nor resistencia a la meteorización, tanto química, comomecánica; a lo que se suman las series del Cretácico Infe-rior, donde la preparación del material para la acción dis-gregadora del hielo, es especialmente importante. En con-traposición, las calizas compactas cristalizadas del Jurá-sico impiden cualquier actividad erosiva, ya que su casinula porosidad, y trituración dificultan la intervención deacciones morfogenéticas de cualquier naturaleza.

Por todo ello, y dado que la caliza es en sí una rocacompacta poco porosa, erosión química y erosión mecá-nica, requieren que esté lo suficientemente diaclasada,como para que el agua penetre por ellas, para poderactuar.

100

2. Fracturación y red de diaclasas

Es este un agente morfológico de especial importan-cia, por cuanto va a favorecer, y en ocasiones a exagerar,considerablemente la intervención y efectos de otros ele-mentos.

La intensa fracturación y red de diaclasas, (Fig. 13),tienen su origen, y fundamento en la actividad tectónicadel sector, de tal modo que las primeras dislocaciones seproducen ya en una fase de estructuración preorogénica.

El anticlinal se ve afectado por largas y potentes fallas,con un claro predominio de las longitudinales, la mayoríade ellas normales, que se han convertido en inversas traslos movimientos tectónicos postorogénicos.

El núcleo cretácico está muy afectado, aunque dedesigual modo: en la bóveda perforada, las principalesroturas, siguen la dirección y sentido de los deslizamientosgravitacionales de material competente, provocados por laextrusión jurásico.

Las consecuencias de los empujes verticales, son dis-tintas en la bóveda tr i turada, donde el espesor y potencialitológica, la han convertido en un sector profundamenteafectado por dislocaciones, tanto longitudinales, comotransversales, normales o inversas, con mayor o menordesarrollo en profundidad y longitud.

Por último, destacar la gran fractura de Muro, quebruscamente corta el anticl inal , dejando al descubierto unabrupto cantil de calizas fuertemente trituradas, muy frá-giles, a lo que ha contribuido también, en parte, la extru-sión jurásica.

Por su parte, la bóveda hundida está limitada por dosfallas, que pudieron provocarse durante el hundimiento, oser posteriores, a la vez que las alineaciones circundantesse ven sometidas a una dislocación intensa, como conse-cuencia del desplome de la cúpula anticlinal en esta zona,de tal modo que largas y sinuosas fallas longitudinales,

101

Fig. 13.- Tipos principals de fracturas que aieetan a la hovecla cretacica delant ic l inal .

102

escalonadas hacia el centro de la depresión, jalonan a laUmbría del Buixcarró-Fontfreda, y al Morro del Porc-San Jaime.

El afloramiento salino, y las continuas distensiones yreajustes de bloques, han convertido a la zona próxima aldiapiro, en un sector afectado por la dislocación en ladirección de la extrusión, donde no faltan otras fracturasque los cortan.

De igual, o quizá de mayor importancia, es la microfi-suración que presentan las series litológicas. Es casi gene-ral que en las regiones mediterráneas el roquedo calizoesté profundamente afectado por una red de diaclasas,debidas a los esfuerzos comprensivos y distensivos (1), queinciden con mayor intensidad en las series cretácicas, y enespecial en la bóveda triturada y perforada, así como a losdepósitos tortonienses transgresivos de la Mola.

Sin embargo, intentar hacer un balance de cuáles sonlos bloques más afectados, ofrece ciertas dificultades, porcuanto todas las rocas compactas, muestran altos índicesde diaclasación, fruto de la intensidad tectónica (con excep-ción de los niveles jurásicos, al menos en superficie).

Desde un punto de vista morfológico, tanto fractura-ción, como red de diaclasas, desempeñan papeles de espe-cial interés, concretamente en la intervención e intensidaddel sistema morfológico periglaciar, del modelado kárs-tico, así como en la instalación de la red hidrográfica.

En Mariola, la intensa tectonización, reduce la cohe-sión de la roca mostrándola débil a los efectos de la erosiónmecánica y química.

La acción del hielo se ve así facilitada. El agua penetraen la roca, y rellena los intersticios vacíos, provocando sudestrucción en el momento de la helada al aumentar devolumen, lo que origina la gelifracción. A ello, colaboratambién, indirectamente, la acción de las raíces que pene-tran por estas líneas de debilidad.

103

De igual modo, las fracturas en rocas carbonatadasdesempeñan un papel de primer orden, a la hora de lakarstificación, por cuanto a través de ellas, percola el agua,siempre y cuando no hayan factores que jueguen en sucontra (por ejemplo, la pendiente), facilitando la disolu-ción, que progresa en caso de que la dislocación sea pro-funda.

Actúan así, concentrando y dirigiendo la circulaciónhipogea por líneas de mayor debilidad; éstas tienen unaespecial relevancia en la génesis de formas endokársticas,ya que el ensanche progresivo de ellas, genera cavidadessubterráneas.

Si su papel en el interior de las rocas carbonatadas esel de regulador de la circulación, lo mismo ocurre ensuperficie, donde determina la instalación de la red y laescorrentía. Toda ella, tiene en Manola un marcado carác-ter estructural; tanto en cabecera, como en los cursos medioy bajo, la presencia de bloques hundidos por efecto de latectónica concreta la escorrentía, generando cursos deagua de mayor o menor intensidad.

3. Sistema cíe pendientes

Es éste, un factor topográfico de primer orden en laevolución morfogenética del paisaje. En Manola, ha teni-do, y tiene aún hoy, una importancia excepcional, ya quelas pendientes llegan a alcanzar valores muy elevados.

La intensidad tectónica que experimentó la zona hapropiciado la existencia de una clara desigualdadentrevertientes, de tal modo, que mientras al N y E éstas son másabruptas, al W se van suavizando progresivamente, y estadiferencia impone acciones morfológicas igualmentediferentes entre unas zonas y otras.

En su intervención en el modelado se deja sentir delsiguiente modo:

104

- Determina la infi l t ración, y con ello el proceso dedisolución: si la pendiente es elevada, la infiltra-ción se ve entorpecida; si por el contrario, dominaun terreno allanado, favorece el estancamiento delas aguas, y se acentúa la disolución de las cali-zas.

- Condiciona, igualmente, la acción del agua de arro-yada, ya que con elevados índices, permite el escu-rr imiento de las aguas. Dicho escurrimiento, deter-minado por el carácter torrencial de las precipita-ciones, provoca el arranque y transporte de losmateriales. A ello, se vincula la formación de depó-sitos de gravedad, y otras formas periglaciares, asícomo glacis, y otras acumulaciones de piede-monte.

Sea cual fuere su intervención, es muy importantecomparar el grado de pendiente, con el espesor de la cober-tera vegetal, ya que ésta puede favorecer o por el contrarioentorpecer la acción de aquélla.

La elaboración de un mapa de pendientes (Fig. 14)permite comprobar esa aludida desigualdad entre vertien-tes, y el establecer una clasificación de ellas, según el gradode pendiente y comportamiento morfológico:

3.1. Pendientes inferiores u ¡O"

De en t r ada , puede hacerse una clara diferenciaciónentre:

- Piedemonte.- Zonas interiores del an t ic l ina l .

En el pr imer caso, las pendientes inferiores a 10°corresponden con las depresiones que circundan a Ma-nola. En estas zonas, son depositados los materiales que,arrastrados por la arroyada oblicua, y por los barrancostorrenciales, generan superficies topográficas allanadas,

105

Fig. 14.- Mapa de pendientes.

106

de débil pendiente propios de sistemas morfogenéticossemiáridos.

En zonas interiores, la existencia de este grupo, tieneconsecuencias en el modelado muy importantes. Débilespendientes, van asociadas al estancamiento de las aguasde lluvia, que facilitan un especial desarrollo de las formasde disolución, (siempre y cuando otros factores decisivosintervengan en su favor).

Agrandes rasgos, todo el interior del anticlinal corres-ponde a esta categoría, con especial representación en elcentro y W del conjunto.

En definitiva, una primera subdivisión de este grupo,permite establecer una dicotomía entre zonas de acumula-ción periféricas con débil pendiente y zonas interiores conpredominio de la acción erosiva química.

3.2. Pendientes entre 10° y 20"

Se identifican con escarpes y laderas montañosas deinclinación media, modesta.

Sirven de superficie de deslizamiento a formas peri-glaciares, y derrubios de ladera, y a las aguas de lluvia, quese almacenan posteriormente en zonas más llanas delinterior, a las que se ha aludido anteriormente.

En casos muy favorables, pueden desarrollarse sobreellas formas de disolución (fracturas, y buzamientoscontrarios).

3.3. Pendientes entre 20" y 30"

Vertientes de pendiente media alta; reparten su domi-nio en zonas periféricas, y concretamente en la gargantadel Sinc, cantil oriental, y cabalgamiento N, zonas másabruptas.

Morfológicamente, coinciden con el grupo anterior,si bien en ellas son más intensos los procesos de arroyado y

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formación de depósitos de gravedad, y pierden intensidadlos kársticos y en menor medida, los endokársticos.

3.4. Pendientes entre 30° y 40"

Taludes casi veticales reducen su presencia a zonasmuy concretas. Se alcanzan estos valores en la bóveda per-forada (bancos deslizados), donde la reactivación de lafalla de Muro, ha originado un brusco corte; así como enlas paredes que jalonan la garganta del Sinc.

La actividad morfológica más importante, es la ero-sión mecánica; en ellas, la intensidad tectónica no sólo hadejado huella formando espectaculares cantiles, sino quejunto a ello, se ofrece a la actividad erosiva una roca tritu-rada fácilmente destruible por la acción del hielo. Losclastos resultantes son depositados formando acumula-ciones por gravedad.

Por su parte, la disolución química superficial, que enparte aún era reconocible en pendientes de poco más de10° ahora se hace prácticamente nula.

En todo caso, pueden aparecer rocas acribilladas porefecto de la corrosión, o un cierto desarrollo endokársticoque viene condicionado favorablemente por fisuras, oestratos de disposición casi vertical, que facilitan la pene-tración del agua y su ensanchamiento.

3.5. Pendientes superiores a 40°

Estas constituyen taludes verticales, que en puntosconcretos alcanzan un 100% de inclinación. Son de nuevovisibles en el corte oriental, ocupando las zonas culminan-tes y en el Barranco del Sinc, hacia la salida de la gar-ganta.

En ellas, no hay forma ninguna de acumulación, yaque la excesiva pendiente lo impide. No obstante, al serzonas superiores de cantiles y cornisas rocosas, son fuentede alimentación para canchales, conos, y proporcionan el

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material grueso a formaciones de piedemonte, y la grave-dad alcanza su máxima expresión.

3.6. Zonas llanas cacuminales

Resultado tectónico es también la configuración delas zonas más elevadas, como plataformas de muy suavependiente, que se van a convertir en el campo efectivo de laacción disgregadora del hielo y la disolución.

Estos aplanamientos culminantes son visibles, tantoa poco más de 900 m., como a 1.300 m.: Morro del Porc,Cerro de San Jaime, Umbría del Buixcarró, La Mola deSerrelles. Sima del Caballo y Montcabré.

De todos ellos, destacan las tres últimas, donde lacombinación de otra serie de factores ha facilitado en ellasuna mayor actividad erosiva.

Estas superficies, rocosas y desnudas, están afectadaspor doble proceso en el que se conjugan erosión mecánicay química, ofreciendo una roca afectada por la Cryocorro-sión, en la mayoría de los casos. También son capaces degenerar formas mayores cíe disolución.

4. Condiciones morfoclimáíicas

El estudio de las condiciones climáticas actuales,ampliamente tratadas en el Capítulo II, es realmenteimportante, ya que influyen directamente en la actuaciónde determinadas morfologías, a la vez que condicionan eldesarrollo edafogenético, y de la cubierta vegetal.

Sin embargo, en nuestras zonas, las mayores y másespectaculares formas morfológicas están íntimamenteligadas a rasgos climáticos anteriores, es decir, son heren-cias cl imáticas. En efecto, una adecuada combinación deformas heredadas y formas vivas, más o menos desarrolla-das, pervive hoy en el paisaje.

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El análisis de condiciones pretéritas ayuda, o por lomenos así lo pretende, a entender determinadas morfolo-gías que, por los rasgos climáticos que van ligados a ellas,no son caracxterísticas de estos sectores.

Pero, para ello no basta la referencia a las pulsacioneso crisis climáticas que acaecieron en el Cuaternario (alter-nancia de fases glaciares-interglaciares), sino que en lamedida de lo posible, sería conveniente hacer lo mismo enfases temporales anteriores, y en especial desde el mo-mento en que la zona queda emergida definitivamente.

Por su parte, los datos climáticos actuales, permitenresumir las condiciones bioclimáticas reinantes en el sec-tor, con el fin de evaluar aquellos sistemas que aún hoypueden tener funcionamiento, o por lo menos aquellosque son capaces de mantener determinadas formas pa-sadas.

4.1. La influencia de condicionas pasadas

La influencia climática, como factor erosivo, pareceser que comienza a actuar a finales de la Era Terciaria,momento en el que son visibles ya huellas morfológicas deespecial importancia sobre los bloques calizos, levantadosy atacados por la corrosión kárstica, reflejo de un climacálido y húmedo (2). La formación continental Villafran-quiense, en sus inicios cálida, refleja en su fase final elenfriamiento que va a caracterizar al Cuaternario antiguo.

En el párrafo anterior, se resumen las escasas noticiasque del clima anterior a la fase Cuaternaria se poseen paraestas zonas.

Desde la estructuración preorogénica del umbral cre-tácico, es de suponer que dichas series se vieran sometidasa efectos erosivos en los momentos de regresión marina, y aque el bloque emergido quedaba entonces libremente ex-puesto a la meteorización. Para argumentar estas hipóte-sis, sólo queda recurrir a criterios sedimentológicos.

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Precisar los rasgos climáticos de ese momento, plan-tea más problemas; al respecto, DERREAU nos habla deun clima tropical durante el Secundario y primera mitaddel Terciario (3).

Los cambios climáticos que más han influido en elrelieve, y mejor conocidos, son los producidos en el Cua-ternario. Durante el Pleistoceno, son constantes los cam-bios experimentados, pulsaciones que han sido denomi-nadas "crisis climáticas", y que reflejan la alternancia deperíodos fríos (glaciaciones) y períodos cálidos (intergla-ciares).

En los primeros, el descenso continuado de las tempe-raturas puede ir acompañado, bien de una fase húmeda,bien de una fase seca. Tanto en un caso como en otro, laimpronta morfológica es considerable.

Las primeras glaciaciones e interglaciares del Cuater-nario antiguo no son muy activos como agentes erosivos.El enfriamiento progresivo favorece en parte la presenciade depósitos fríos atacados por la disolución, así como deresiduos resultantes de la corrosión, que tapizan la bó-veda hundida .

Sin duda, el período morfogenéticamente hablandomás activo, será el Pleistoceno Superior y en especial laactividad durante Würm.

El interglaciar cálido, Riss-Würm, permitió la acu-mulación de térra rossa. Durante el Würm, se dejan sentirlos efectos del clima frío. La bajada de la temperatura, enlos inicios del Würm antiguo, supuso que estas zonas seviesen sometidas a la intervención de la cryoclastia, y a unambiente húmedo en el W. I, y seco en II y III (4). por lo queen esta ú l t ima fase rhexistásica, los efectos de arroyadavan a ser especialmente intensos.

Se ha señalado cómo durante esta última glaciaciónpleistocena, la regresión a ella asociada provocó un aleja-miento del nivel del mar, hasta la actual isóbata de 100 m.

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(5), por lo que estas áreas se vieron sometidas a un climamás continentalizado.

La acción cryoclástica es realmente importante, perose vio exagerada, dada la trituración de las calizas cretáci-cas. Una fase rhexistásica, que domina en el Würm reciente,con un reducido volumen de precipitación en relación a lafase anterior, pero con una intensidad mucho más ele-vada, permitió la actuación directa sobre un suelo pobre ydesnudo de la arroyada, a lo que se asocian la elaboraciónde glacis y depósitos de piedemonte.

Por su parte, una fase húmeda y fría durante el Würmreciente, fue la principal responsable en la intervenciónactiva de la cryoclastia. muy efectiva, así como de la disolu-ción kárstica bajo cobertera vegetal.

En relación a ello, ROSSELLO ha reflejado la inci-dencia que durante el momento más frío del Würm tuvo laacción del hielo y termoclastia en el ámbito del Levanteespañol (6) llegando a establecer un l ímite inferior aproxi-mado entre los 800 m.

Durante el Holoceno, se produce igualmente unaalternancia de fases frías y templadas, si bien las primerasno son ni con mucho tan rigurosas como en el Pleistoceno.Por lo general, un dominio cálido invade estas zonas,siendo considerado como un interglaciar, mientras otrosse incl inan más por los calificativos de periglacial otardiglacial.

Variaciones tanto en temperaturas como en el régi-men de las precipitaciones, han afectado a nuestro ámbito(fenómeno general); de todas ellas, una de las más impor-tantes desde un punto de vista geomorfológico ya que aella se deben fenómenos de clima frío, más o menosrecientes, que encontramos en este sector, es la denomi-nada "Little Ice Age", Pequeña Edad del Hielo, o "Pe-queña Edad Glaciar" (7), y cuya cronología no está deltodo definida, si bien se estima que tuvo lugar éntrelossiglos XVI y XVII, al siglo XIX.

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Esta etapa, estuvo antecedida por fases alternantescálidas y frías, y a la que prosiguió una fase de calenta-miento que hoy se ha visto invertida.

En resumen, la herencia paleoclimática en el campomorfológico, ha dejado importantes huellas, en especial apartir del Cuaternario reciente, que se manifiestan delsiguiente modo:

1.- En épocas de dominio cálido y húmedo, hay pre-dominio de la disolución kárstica (fase erosiónante-pleistocena).

2.- Los períodos fríos glaciales: caracterizados por undescenso de las temperaturas y una regresión queagudiza las condiciones climáticas continentali-zadas. Las acciones más importantes son:

2.a.- Intervención activa de la cryoclastia, espe-cialmente intensa en el Würm, momento de mayorefectividad del proceso.

2.b.- Disolución de la roca en épocas frías yhúmedas que genera microformas kársticas (Würmantiguo), y cryptocorrosión en intervalos frío-hú-medos del Pleistoceno.

2.c.- Intervalos frío-secos, básicos para le génesisde superficies glacificadas, y depósitos de piede-monte (Würm reciente), con un aumento del mate-rial fino.

2.d.- Acumulación de depósitos calcáreos, comotravertino por unas aguas saturadas en CCXCa.

3.- Períodos de transición interglaciares de condicio-nes cálidas, permiten la acumulación de residuosde descalcificación, y bajo los efectos de la trans-gresión marina se produce una dulcificación delclima, con mayores influencias benefactoras delmar. Es probable que estos intervalos favorecie-ran igualmente el proceso de disolución.

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4.- Período de recesión climática, seco y rhexistásicoen el que se incrementa la acción de transporte delagua de arroyada, y lo que unido a un aumento dela evapotranspiración, facilitan la génesis de encos-tramientos calcáreos.

4.2. Dinámica actual

El análisis climático del capítulo anterior ha puestoen evidencia que nos encontramos ante un dominio mor-foclimático de montaña de latitudes mediterráneas.

La dinámica morfológica estará, pues, condicionadapor dos factores básicos:

- Altitud (descenso térmico y aumento pluviometría)).- Exposición (distinta insolación y relación con los

flujos húmedos).

Ello determina, en cierta manera, un "escalona-miento" morfoclimático (la mejor prueba de ello es unamorfología fría, periglaciar en grandes altitudes, y unasemiárida en piedemontes y depresiones circundantes).

Del mismo modo, vegetación, litología..., condicio-nan sus efectos.

4.2.1. La consideración del clima, como agente erosivo,nos lleva directamente y en primer lugar a conside-rar la Pluviometría. Esta, proporciona un elementobásico y activo en el desarrollo morfológico: elagua.

El agua actúa de muy diversas formas: en la ero-sión mecánica, en la erosión química, canalizada encursos de agua o bajo la acción de la arroyada.

El agua, al penetrar en una roca porosa, o muyfisurada, empapa a ésta, aumentando su volumen; sise combina esto con registros térmicos por debajo de0° C, contribuyen a su fragmentación. A su vez, un

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agua cargada de gas carbónico se convierte en elagente corrosivo más importante de la roca caliza.

En la erosión química intervienen pues, otrosfactores que en unión con la anterior, disuelven laroca; algunos de ellos no son climáticos (coberteravegetal, animales, fracturas y diaclasas), pero otrossí lo son, y especialmente interesan dos, relaciona-dos con el carácter de la precipitación: nieve y tor-mentas, ambas son capaces de absorber y pro-porcionar grandes cantidades de gas carbónico, conlo que las aguas de l luvia se convierten en muchomás agresivas (el papel que éstas desempeñan en ladisolución de las calizas será tratado más amplia-mente en el apartado correspondiente a los procesosde corrosión de la roca caliza).

Por lo tanto, la precipitación determina el volu-men de infiltración y disolución, por lo que es nece-sario tener en consideración, no sólo el carácter delas precipitaciones, sino también el volumen anual,duración e intensidad de las mismas.

Es especialmente importante la existencia deprecipitaciones no considerables por su volumendiario, pero sí por su continuidad en el tiempo (es elcaso de los temporales de Levante durante la prima-vera, que consiguen provocar l luvias 5 y 6 díascontinuos).

También en este caso puede resultar intere-sante una relación entre precipitaciones y tempera-turas, en el sentido de atribuir un mayor podererosivo a las aguas frías o calientes (8); no obstante,puede decirse que hay cierta compensación entreambas, prueba de lo cual es el desarrollo de la karsti-ficación. tanto en regiones frías como cálidas, lo queexplicaría también, y en su momento, el ininterrum-pido proceso de disolución sobre las calizas de

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Mariola, que tuvo lugar desde finales del Terciario oincluso antes.

Sería larguísimo enumerar aquí la interven-ción del agua, y en general, del clima sobre los dossistemas morfogenéticos apuntados: periglacia-rismo y karstificación, por lo que se reserva un trata-miento mucho más detallado en el momento desu análisis.

La precipitación caída sobre la superficiepuede bien canalizarse en cursos de agua, o por elcontrario circular en forma de arroyada. Entramoscon ello, en dos nuevas formas de modelado.

En el primer caso, la erosión fluvial, aparte delencajamiento de sus cauces sobre materiales blan-dos, combina la acción mecánica y química, al inci-dir ésta sobre materiales calizos.

El agua de arroyada, por su parte, está vincu-lada a precipitaciones de fuerte intensidad, precipi-taciones de carácter torrencial, directamente rela-cionadas con los procesos de gota fría en altura. Elpoder erosivo y transportador de estas aguas es real-mente importante y en especial si lo hacen sobreaquellas vertientes que hayan sido modeladas porotro sistema.

En efecto, la acción de estas aguas, que no lle-gan a la categoría de escorrentía fluvial, sobre lasladeras y vertientes montañosas se centra en el des-prendimiento, transporte y acumulación de losderrubios (9).

Este desmantelamiento de las vertientes, puederealizarse bien bajo la acción de un plano de aguavertical (taludes y cantiles de fuerte inclinación),que impide cualquier clasificación del materialarrancado; o bien, bajo los impulsos de un mantooblicuo, allá donde la pendiente es más suave, de

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débil energía, por lo que se desprende rápidamentedel material más grueso, acumulándolo en zonasmás próximas; por el contrario, arenas, limos y arci-llas, son transportados a mayores distancias.

El agua de arroyada ha permitido, en Mariola,la acumulación de materiales desprendidos por laacción del hielo (y en ocasiones, afectadas por unacryptocorrosión), permitiendo así la formación dedepósitos de material suelto, al pie de cantiles oen piedemontes.

De igual modo y en el interior del macizo, elintenso lavado de las superficies afectadas por unproceso de disolución de considerable entidad, hafacilitado la acumulación de residuos sólidos (térrarossa), en áreas deprimidas próximas.

En algún momento y caso concreto, los efectosde una intensa precipitación, en zonas de fuertespendientes, posibilitan la movilización de la masapedregosa, envuelta o no en matriz arcillosa, siem-pre y cuando el tapiz vegetal no sea lo suficiente-mente denso, como para impedirlo; en caso con-trario, la vegetación fija el suelo, y dificulta cual-quier deslizamiento.

Hoy, la arroyada difusa suele atacar a vertientesmás deleznables, por su contenido en arcillas omaterial margoso en áreas desnudas del surcosureste (muy poco representativas). En los casos enque la vertiente es muy rocosa, los intensos aguace-ros sólo permiten el arrastre de material fino; al res-pecto, no es raro comprobar que, tras intensosaguaceros, caminos y senderos que siembran la sie-rra, se encuentran sepultados por una capa arcillosarojiza, que dificulta en gran manera el paso porellos.

4.2.2. Las temperaturas actúan, tanto en la erosión

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química como en la mecánica. En cuanto a la pri-mera ya se indicó el papel que pueden tener lasaguas frías y calientes

Del mismo modo, un ascenso de los termómetrosdetermina indirectamente el volumen de agua infiltrada alaumentar la ETP,y favorece en algún caso la formación deencostramientos calacáreos por aguas saturadas en carbo-nato calcico.

Más interesante resulta la intervención de las tempe-raturas en la destrucción mecánica de las rocas. Los des-censos térmicos por bajo de 0° C, determinan la fragmen-tación de la roca, bien directa bien indirectamente.

Las simples alternancias de temperaturas negativas ypositivas producen contracciones y dilataciones en laroca, pudiendo llegar a fragmentarla, para ello se requiereque dichos cambios sean intensos, y se den con relativafrecuencia.

En los efectos de la cryoclastia, se combinan rocaempapada-bajas temperaturas, por lo que éstas tienenaquí un papel indirecto, al transformar en hielo el agua.

La valoración de ambos fenómenos, y su incidenciaen Mariola, nos viene expresada en los valores obtenidospara la sierra en relación al número de días de helada, asícomo en la combinación de éstos con la precipitación, yaque si la roca está seca, las fuertes heladas pueden actuarmecánicamente, en especial si tenemos en cuenta que porlo general son rocas profundamente diaclasadas (sobretodo la crestería NE, frente de choque de las masas húme-das y frías).

La oscilación térmica diaria debe ser en ambos casosmuy elevada, es decir, que se produzcan constantes cam-bios de temperaturas negativas a positivas (muy frecuentesen esta zona, como ya se vio).

En definitiva, esta erosión mecánica es pues la res-

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ponsable de la formación de canchales más o menos actua-les en zonas bien expuestas y a altitudes considerables.

De todos modos, no es el único elemento que inter-viene en ello, sino que también juegan un papel impor-tante otros factores como la disolución y la acción bioló-gica (10).

El papel morfológico del clima no acaba aquí. Se hanexpuesto en líneas generales, los procesos morfoclimáti-cos más importantes. Los valores de humedad relativa, fre-cuentes condensaciones sobre la superficie rocosa, etc...son factores que intervienen también en algunos casos deforma activa.

Por supuesto, los caracteres climáticos determinantambién el desarrollo del tapiz vegetal y del proceso edafo-genético, por lo que de forma indirecta, influyen tambiénen el proceso erosivo.

5. La cobertera vegetal

El poblamiento vegetal de Mariola es un elemento deprimer orden a la hora de valorar la actuación de distintossistemas moríbgenéticos. Desde un punto de vista climá-tico, el rasgo que lo caracteriza, es la presencia de un domi-nio subhúmedo, en el que la incidencia de la indigenciapluviométrica no es aquí tan marcada. Junto a ello, lasespecies se adaptan a nuevas condiciones de altitud yexposición.

La vegetación natural, como elemento del paisaje, esfruto de la acción conjunta de una serie de factores: clima,suelos, topografía..., a los que se une la actuación antrópicacomo elemento degradante y transformador del mismo. Elresultado es un tapiz no uniforme, tal y como se desprendede la diferenciación solana-umbría, y de la disposición decliseries en altitud.

Es comúnmente conocida la variedad florística deMariola, no en vano es llamada la "Sierra de las mil plan-

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tas", y en gran parte, debido al elevado número de especiesaromáticas y medicinales, que la han convertido en elparaíso de los herbolarios (11).

Una de las descripciones más completas que se hizode la singular riqueza vegetal, se debe al ilustre botánicovalenciano CAV ANILLES. En la misma dirección lo hacenMADOZ y FIGUERAS PACHECO (12), coinciden todosellos en ensalzar la calidad de sus plantas curativas y sil-vestres, "panacea de las gentes campesinas" del contorno,y en especial de la vecina localidad de Agres.

Antes de ellos en el siglo XVII, ya se recogían en atlas oinformaciones geográficas las excelencias medicinales delas plantas silvestres de esta sierra. Tal es el caso de la Geo-grafía Blaviana (13), en la que puede leerse el siguientetexto:

"Sunt etiamin hoc regno dúo Montes Mariola et Peña-goloja, jtirpibus et herbis variis refertifñmi ad quos Bota-nicorum, Medicorum, et Pharmacopaeorum magna jem-per confluut examina".

Las comunidades climáticas que se encuentran enMariola corresponden a los grados que RIVAS GODAY(14) estableció para la provincia: esclerófilo-mediterrá-neas, esclerófilo-montano-submediterráneo, y montanomediterráneo. Se disponen altitudinalmente, pero convariaciones de un sector a otro en base a exposición, vien-tos, humedad, etc.

El primero de ellos tiene como especie representativaa la Quercus ilex (encina), acompañado por un cortejoarbóreo. A partir de los 1.000 m. de altitud aproximada-mente en la solana, y de 900 m. en la umbría, el grado mixtoQuercus Lusitánica - Acer monspesulansum grana-tense con variante edáfica caldcóla, caracteriza el domi-nio esclerófilo-montano-submediterráneo; al quejigo yarce se unen la Quercus rotundifolia, Taxus baccata, yformaciones de "Xero - acanthetum". Finalmente, el

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grado montano se reduce a u n corto número de especies enzonas culminantes, o como formas relictas (Sorbus aria,Taxus baccata, Acer Campestre, Quercus pubescens).

La intervención antrópica sobre la vegetación climaxha supuesto su degradación, y la aparición de formacionesseriales que han aclarado el bosque y reducido el procen-taje de formaciones arbóreas. La desforestación, bien parala uti l ización de los árboles para combustible, bien provo-cada por el continuo pastoreo ha traído consigo una con-secuencia morfológica de primer orden: el suelo ha queda-do desprotegido, y queda expuesto a la acción libre de losagentes de erosión. Mariola ha visto disminuir su arbo-lado a consecuencia de los cortes de leña que hay en lacarretera de Alcoy (15); hasta el punto de reducir a unospocos ejemplares aislados los antiguos bosques de pinovegetal (Pinus Clusiana) (16).

Ante este problema, la toma de conciencia ha susci-tado la necesidad de realizar repoblaciones con objeto derestituir a la naturaleza de lo que se le había privado. Elpunto negativo de esta actuación está en que se han bus-cado especies de más rápido crecimiento, y más rentables,como el pino carrasco, vegetación disclímax para unos, opericlímax para otros.

5.7. Comunidades vegetales y su distribución espacial

Un análisis detallado de la vegetación en Mariola,supondría la realización de un trabajo lo suficientementeamplio como para figurar por sí solo. En esta línea, iría lacatalogación de especies, que sería objeto de un estudiobiogeográfico, cuando lo que interesa analizar desde unpunto de vista geomorfológico son cuestiones tales comocobertura del suelo, densidades de poblamiento y acciónmorfológica, es decir, considerarla como un elemento basepara la presencia de determinadas morfologías.

De ahí que sólo se pretenda establecer en líneas gene-

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rales los grados y especies más representativos del bosque,manejando variables de alt i tud y exposición.

Las comunidades vegetales están perfectamente adap-tadas a condiciones edafoclimáticas, con el rasgo sobresa-liente de un claro predominio de especies caldcólas dadoque este tipo de rocas ocupa un máximo espacio en el áreade estudio.

Las series más degradadas del bosque esclerófilo medi-terráneo corresponden a la Clase Thero-Brachypodietaformando pequeñas praderas de gramíneas terófitas, de laalianza Thero Brachypodion, especialmente. Sometidasa la acción antrópica (pastos), su papel morfológico esesencial ya que al predominar una vegetación rala y es-casa, facilita los efectos de la arroyada, en especial si sonmateriales deleznables y fácilmente erosionables. Estenivel aparece representado en el flanco meridional delanticlinal, allí donde las condiciones climáticas son másxéricas, y donde la acción antrópica ha sido mayor (proxi-midades de los núcleos de Alcoy y Bañeres).

Allá donde la degradación del bosque esclerófilo medi-terráneo no ha sido tan intensa, pasamos al dominio de laClase Ononido Rosmarinetea. Remonta en las solanashasta casi los 1.000 m. o más, como matorral ralo, mientrasen la umbría este grado es reemplazado por un bosquesubhúmedo más rápidamente, con especies más exigentesen agua. En forma de garriga, con preferencia por sueloscalcáreos, es junto a la alianza Qercetea ilicis, la comuni-dad que mayor espacio analizado ocupaba.

Ofrece multitud de especies, en ocasiones de porteconsiderable, entre ellas encontramos romero, jara, cistas,brezo, de la alianza Rosmarino-Ericion. La lavándulalatifolia, la globuria y aphyllantes indican un dominiomás húmedo, más sombrío que domina en las umbrías.

El aumento del espesor de la cobertera, una mayorriqueza en humedad, y la representación de jenistas y la

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centauera indican el paso a dominios pertenecientes algrado esclerófilo montano, por encima de los 1.000 m..

La Clase Quertecea Ilicis supone la mayoría delestrato arbóreo, junto a especies relictas. Concretamenteestá representada la alianza Quecion ilicis (Quercusilex, ssp. rotundifolia; que en nuestra zona se conoce máscomúnmente como carrasca, y que como tal, se refleja enla toponimia local), con un subvuelo caracterizado por lapresencia del Juniperus oxycedrus (enebro), coscoja(Quercus coccífera), junto con representantes del Ros-marino-Ericcion, como el romero (rosmarinus offici-nalis), ulex parviflorus (aliaga). Hacen su apariciónhacia los 800 m. como ejemplares aislados, hasta conver-tirse progresivamente en bosquetes espesos de encinas,que remontan en la solana los 1.100 m.

Este poblamiento vegetal descrito, y la densidad delmismo, varían según las características del suelo. A unsuelo rocoso calcáreo se une un matorral abierto y ralo;por el contrario, la existencia de espesores edáficos de con-siderable importancia, en zonas de mayor humedad, (pro-tegidas y umbrosas), el poblamiento se hace más denso,con un predominio de especies arbóreas.

Las especies representativas de la asociación Quer-cetum valentinae anuncian el paso a un bosque escleró-fico submontano, que con mayores exigencias hídricas, ycapaz de resistir más bajas temperaturas, trepa por encimade la encina y llega a convivir con ella. Es éste el dominiode la Quercus lusitánica, ssp. valentinae (quejigo), ene-bro, mostellar, trevinto, y ejemplares relictos de tejos(Taxus baccata), arces (Acer granatense), y Fraximusornus (fresno).

Estos tres últimos se acantonan en sitios más resguar-dados, talwegs umbrosos del flanco NE de la sierra, for-mando una colonia de aproximadamente 50 ejemplaresde tejos, y por encima de ellos algún arce; zona conocida,en parte por su disposición topográfica, como "El Valle de

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los Tejos" (17). Del mismo modo, la toponimia localrecoge la existencia en otro tiempo de bosques más exten-sos de Tejos (El Teix, el Tejar del Sapo...). Hoy en día, lospocos individuos que quedaban de esta especie, se encuen-tran muy degradados.

A este dominio subhúmedo del quejigo, y por encimade él, acompaña un subvuelo típico, cuyas característicasfisionómicas son fiel reflejo de las condiciones climáticasimperantes allí. El Orden Erinacetalia, (perteneciente ala clase Ononido rosmarinetea, pero de mauores a l t i tu-des), esa integrado por plantas camefitas. leñosas, espino-sas, sometidas a temperaturas más bajas, y a la acciónconstante del viento, de ahí que adopten una forma almo-hadillada, redondeada.

Acompañando al Quercion valentinae, por encimade los 1.000 m. esta comunidad está compuesta, entre otras,de salvias, espliegos, y euphorbias, que van siendo progre-sivamente susti tuidas en al tura por festucas, alysum spi-nosum, vella spinosa, erinacea anthyllis, genista lon-gipes; pertnecientes a la formación Xero-acanthetum,que domina en las zonas cacuminales, con especies deporte almohadillado.

Este último grado, donde la vegetación es muy escasa,y el suelo rocoso y tri turada, expuesto libremente a laacción de agentes erosivos de especial intensidad, estádesarrollado en todas las cumbres y cresterías de Mariola:Fortín, Alto de Mariola, rodales más reducidos en elMorro del Porc. Cerro de San Jaime, en toda la línea cul-minante del flanco septentrional (Alto del Cerincal-PeñaGruesa), y en especial en Montcabré (1.390 m.) donde alti-tud y exposición así lo favorecen.

Existen muchas otras comunidades vegetales, que tie-nen también representación en Mariola, y en las queadquieren un fuerte protagonismo las características delsuelo en el que se asientan.

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Foto 5.- Bosquete de la Alianza Quercion valentinae en elevadas alt i tudes de lasolana.

Foto 6.- Adaptación fisiológica de la vegetación en zonas cacuminales , pertene-ciente a la formación xero-acántica.

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La Clase Asplenietea Rupestris viene asociada alitosuelos diaclasados,ya que se asienta en las fisuras de laroca, donde crece y se desarrolla; en ocasiones, está vincu-lada especialmente a la comunidad de la Erinacetalia,ocupando ambas cresterías culminantes desnudas, perotambién la encontramos débilmente representadas en alti-tudes inferiores (por ejemplo, fisuras que jalonan la gar-ganta del Barranco del Sinc), siempre y cuando encuentrelas condiciones óptimas para su establecimiento.

Su dominio típico está caracterizado por la existenciade un suelo rocoso, calizo, desnudo, triturado y de zonaselevadas. Su papel morfológico es de especial impor-tancia, ya que actúa a modo de cuña, contribuyendo a lafragmentación de la roca.

Característica de zonas de material calcáreo suelto esla Clase Thlaspetea Rotundifolii, típica de cingles, can-tiles y pedrizas, y cuyo papel es el de fijar los derrubios, fre-nando con ello toda movilidad de la masa.

Predomina pues, en áreas de dominio de la erosiónmecánica, con suelos desnudos: entre 1.000 -1.200 m. en elcantil periclinal oriental, y a unos 1.000 - 1.100 m. en laMola.

En zonas donde la humedad del suelo es elevada, soncaracterísticas las comunidades Adiantetea y Molinio-Arrthenatheretea. Por ello, son frecuentes, bien en lasproximidades de fuentes y manantiales, especialmente dezonas umbrosas, y en el cauce de barrancos y ramblas(Serpis, Barrancos de Bocairente y Sinc).

El poblamiento vegetal de Mariola se completa con lareferencia a las coniferas, que sin ser la vegetación climá-tica de estas zonas, ocupan hoy un amplio dominio, bienpor la competencia con la encina, bien por ser la especiegeneralmente escogida para las repoblaciones forestales.

El pino de alepo, o carrasco (Pinus halepensis), es laconifera más extendida. Se mezcla con las comunidades

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Quercion ilicis y Rosmarino Ericion, llegando a alcan-zar altitudes de más de 1.000 m., ya que se trata de una espe-cie extremadamente frugal. Junto a él, el Pinus Pinea(Pino piñonero o doncel) tiene menor representación for-mando pequeños grupos.

Propio de un clima más húmedo, hoy acantonado ensectores más húmedos y elevados, es el Pinus clusiana(Pino laricio, negral o solgareño), que se presenta en fru-pos reducidos o aislados. Al igual que ocurre en la Sierrade Aitana, debió ocupar mayor extensión, pero ha sidodegradado por la acción antrópica (18).

5.2. Acción morfológica del tapiz vegetal

El papel morfológico del manto vegetal es singular-mente importante, a la hora de valorar los efectos de lamorfología climática. Actúa tanto cuando está muy desa-rrollado, como cuando es ralo y abierto. Su intervención secentra en dos aspectos: como agente erosivo, y como fija-dor de materiales sueltos.

Como agente erosivo, dirige su acción en dos vertien-tes: favoreciendo la erosión mecánica y la erosión químicao bioquímica.

Las plantas, pueden actuar destruyendo la roca, biendirecta, bien indifctamente. En el primer caso, las plantasrupícolas, que viven y crecen en las fisuras de las rocas,alargan sus raíces, y a modo de cuña provocan el estallidode la misma. La comunidad Asplenietea Rupestris es laencargada de ello.

Indirectamente, la ausencia de un manto vegetal pro-tector, deja al suelo libre bajo la acción directa de los meca-nismos periglaciares, y del agua de arroyada.

Cuando se cumplen los requisitos mínimos para queintervenga el sistema morfogenético periglaciar, el suelorocoso desnudo queda expuesto a la acción directa del

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hielo, y de los cambios bruscos de temperatura, que destru-yen la consistencia de la roca.

Es aún más intenso el proceso, si se conjugan con lapresencia de una caliza muy triturada por efecto de la dia-clasación. Esta actividad puede identificarse con el domi-nio vegetal de alta montaña, donde el suelo desnudo sólopresenta especies de las comunidades Erinacetalia yxeroacántica.

La inexistencia de manto desarrollado, permite laacción del agua de arroyada. Sobre cinglos, cornisas roco-sas, ésta se encarga de arrastrar y arrancar los clastos, biena zonas más próximas, dando origen a pedrizas y cancha-les, bien (si la pendiente es óptima, y la intensidad del agualo permite) a zonas de piede-monte.

Sobre superficies deleznables (margosas, arcillosas),donde la vegetación ha sufrido una intensa degradaciónpor acción bien climática, bien antrópica, se producentípicos abarrancamientos. En nuestro caso, abarranca-miento y praderas de Thero - Brachypodietalia aparecenasociados (ambos muy poco representativos).

El mayor desarrollo del tapiz vegetal está ligado alpredominio de la erosión química, o bioquímica. Su con-tribución a la karstificación se dirige en dos planos opues-tos: sobre superficies afectadas por la disolución o suscep-tibles de serlo, una cobertura espesa aumenta la evapo-transpiración y por tanto, disminuye el porcentaje de aguainfiltrada, siendo un obstáculo para el desarrollo delendokarst.

Por el contrario, estas mismas superficies, ven aumen-tar el poder corrosivo de las aguas de precipitación, ya quela vegetación aporta ácidos húmicos, considerados comoagentes de agresión muy importantes, a la vez que permiteretener el agua, impidiendo la escorrentía superficial.

En el área de análisis, la karstificación, o por lo menosla más intensa, se identifica casi preferentemente con las

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alianzas Rosmarino-Ericion y Quercion ilicis, ya queocupando áreas bien regadas y conservando la humedad,no forman un manto excesivamente espeso como paraconvertirse en un escudo protector que impidiese casi porcompleto la infiltración, y con ello la disolución, pero sí losuficiente como para proporcionar los ácidos necesarios.Pero el ataque corrosivo sobre las calizas también está pre-sente en áreas desprotegidas de vegetación (zonas culmi-nantes), donde el agua ha perforado, agujereando lasuperficie rocosa.

La acción morfológica de las plantas se completa consu papel fijador de materiales sueltos, y concretamente delas comunidades de Thlaspetea Rotundifolii, que creceentre los clastos sueltos, formando allí una tupida red quetermina por inmovilizar a estos depósitos (canchales).

La hiedra (Hederá helix), de especial importancia eneste sentido, ha comenzado a colonizar los canchales másactuales de la vertiente E. Un manto mucho más espeso escapaz de fosilizar y frenar por tanto el deslizamiento declastos sueltos, envueltos en matriz arcillosa.

Este ha sido el caso del flanco N de Manola, desdeAgres al Estrecho, donde la existencia de un suelo rico(térra rossa) y profundo, ha facilitado el crecimiento de untapiz vegetal muy espeso, de condiciones más próximas algrado esclerófilo montano submediterráneo, que ha fosili-zado los lóbulos e impide cualquier deslizamiento deéstos.

Cabe por tanto plantearse lo decisivo de la interven-ción antrópica, tanto a la hora de acometer una profundadeforestación, como cuando la toma de conciencia delproblema creado él induce a solucionarlo con repoblacio-nes forestales, que no siempre son adecuadas.

5.3. Tipología de venientes

Una adecuada combinación de factores, tales como

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reparto del manto vegetal, densidad, litología, topografía...permiten establecer una tipología de vertientes, en las queel papel morfológico de la cobertura vegetal va a implicarconsecuencias diferentes.

Se ha dividido a la zona de estudio en cuatro grandestipos de vertientes (Fig. 15), cuyas características básicasson las siguientes:

5.3.1. Vertientes cubiertas en biostasia

Corresponden a sectores de umbría y altitud mode-rada^ zonas resguardadas con orientación preferente N-NE (talwegs). No ocupan un alto porcentaje de la super-ficie tratada. En ellas, la existencia de un suelo progundo,arcilloso, y unas condiciones óptimas de humedad, hanpermitido el desarrollo del manto. Los procesos de disolu-ción química, aún existiendo, no son importantes, ya quela abundancia vegetal intercepta gran cantidad de agua, eimpide la infiltración; erosión mecánica, y agua de arro-yada, no tienen aquí ninguna influencia. Las especiesesclerófilas montanas han llegado a fosilizar las vertien-tes, evitando cualquier movimiento o desplazamiento.

5.3.2. Vertientes y llanos interiores semi-cubiertos

Es decir, el tipo más representativo y el que más espa-cio ocupa.

Sus características, son en cierto modo similares algrupo anterior, con la diferencia de que aquí la actividadpedogenética no es tan intensa y el poblamiento vegetal noforma una tupida malla impenetrable.

Una fina capa de regolita, litosuelo y depósitos dearcillas de descalcificación, cubren la mayoría de la super-ficie rocosa, que está colonizada por un sotobosque abier-to. En vertientes expuestas a la umbría, hay un mayordesarrollo del tapiz, que se combina con formacionesarbóreas.

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Fig. 15.- Tipos de vertientes.

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En relación a ello, indicar que en este grupo se haincluido una vasta superficie en la que alternan sectoresmás cubiertos con otros menos, pero que no puedenincluirse ni en la categoría anterior, ni en las vertientesrhexistáticas, ya que sus peculiares características (porejemplo, coincide con el área anterior, de pendientes infe-riores a 10°), justifican su consideración como grupoindependiente.

Predominan los procesos de disolución bioquímicosal proporcionar la vegetación los ácidos necesarios para lacorrosión, a la vez que el porcentaje de agua de lluvia queésta intercepta, no es lo suficientemente importante comopara obstaculizar el proceso.

5.3.3. Venientes rocosas desnudas

Grupo también muy importante, se localiza con pre-ferencia en zonas de pendientes muy pronunciadas, yaltas cumbres rocosas, cubiertas tan sólo por especies muyabiertas, y adaptadas a las condiciones que allí reinan.

Predomina la erosión mecánica, tanto directa comoindirecta, donde el agua de arroyada no encuentra obstá-culos para arrancar y transportar el material detríticosuelto producto de la acción del hielo.

Estas zonas cenitales se ven igualmente sometidas aun proceso incipiente de erosión química.

Las comunidades vegetales asociadas, correspondena la Clase Asplenietea rupestris, Xhero-Acanthetum, yThlaspetea Rotundifolii, con especies adaptadas al frío yenvite del viento. Cuando las pendientes son muy pronun-ciadas el número de individuos se reduce al máximo.

5.3.4. Vertientes deleznables en estado rhexistásico

La existencia de suelos blandos, desnudos, de margasy arcillas, que ocupan las áreas depresionarias que delimi-tan el anticlinal, y parte del surco periférico SE, son campo

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de acción del agua de arroyada, con abarrancamientospoco significativos en tramos margosos al N y E de la ciu-dad de Alcoy, así como del encajamiento de la red deBarrancos que descienden de Mariola hacia estas zonas.

En este grupo, se incluyen también las arcillas yesífe-ras del Trías salino de Cocentaina.

En ellas, la degradación evolucionada del bosqueesclerófilo mediterráneo, posibilita la aparición de prade-ras de gramíneas del orden Thero-Brachypodietalia,cuyo aprovechamiento ganadero ha sido muy intenso,prueba de la cual son los numerosos topónimos que alu-den a una actividad ganadera: Montcabré (o monte de lascabras), la Cabrantá, Els Prats, etc...

133


I. MATEU BLLES.J. F.: El Norte del País Valenciano. Geomorfologia lito-ral y ¡ire-litoral. Univers idad de Valencia. 1982. p. 134.

-. DUMAS, B.: Le Levan i Espagnot. La génese du relief. Centre Nationalde la Recherche Scient i f ique. Un iv . de París. Paris, 1977, p. 144.

3. DFRREAU. M.: Geoniorfología. Edil. Ariel , Barcelona. 1981, p. 156.4. ROSSELLO VERGER. V. M.: -Clima y morfología pleistocena en el

l i t o ra l mediterráneo español", Papeles de Geografía, Univers idad deMurcia . 1970. p. 90-91.

5. DUMAS. B.: Le Levant espagnol... Op. cit. p. 486.6. ROSSEELO VERGER. V. M.: "Clima > morfología ..." Op. cit. pp. 79-

108. "Screes periglaciares en la montaña mallorquína" Actas del\-' Coloquio de Geografía. Universidad de Granada, 1977 pp. 85-92 y"Los canchales de montaña calcárea, y los factores termoclásticos".Acias de la II Reunión Nacional del Grupo Español üe Trabajo del Cuater-nario. Jaca. 1975. pp. 223-233.

7. A esta fase fría se refieren, entre otros: DUPLESSY, J. C.: "L'EtudeQuant i t a t ive des climats anciens". Rev. La Meteorologie. París, 1979.pp. 17-34. DERREAU. M.: Geoniorfología op. cit.. p. 200. ROSSELLOVERGER. V. M.: "El in terglaciar actual y su fin próximo". Estudiosgeográficos n" 137. C.S.I.C. Madrid 1974. pp. 657-668.

8. Por lo general se admi te que el agua fría d isuelve mayor cantidad deCO,. por el contrario, el bicarbonato calcico generado tras la reac-ción q u í m i c a corroe más con un agua templada.

9. ROSSELLO VERGER. V. M.: "Los canchales de montaña...". Op.cit . . p. 226.

10. MORALESGIL .A . ; BRU RONDA. C.y BOX AMOROS, M.: "Mor-fología en la u m b r í a de la Sierra de Bernia ".Investigaciones Geográfi-cas n" 1. I n s t i t u t o U n i v e r s i t a r i o de Geografía. Universidad de Ali-cante. 1983. p. 133.

1 1 . DE! ON TAI N ES. P.: Geografía deis Paisos Catalans". Edi tor ia l Ariel-Societat Ca ta l ana de Geografía. Barcelona, 1978. p. 103.

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12. CAVANILLES. A. J.: Observaciones sobre la historia natural, geografía,agricultura, población y frutos del Rey no de Valencia. Imprenta Real.Madrid. 1797 (edic. facsímil) . Valencia. 19S1, pp. 161-162.MADOZ. P.: Diccionario geográfico-estadístico-histórico de Alicante,Castellón r Valencia, T. I. Inst . "Altons El M a g n á n i m , Valencia, 1982,p. 41.FIGUERAS PACHECO. F.: "Provincia de Alicante" en CARRE-RAS CANDI. F.: Geografía General del Reino de Valencia, edit. A. Mar-t ín . S.A.. Barcelona, p. 28.

13. I O A N N I S BLAEV: Geographiae Blaviuntie. Líber XVII . Volumennonum. Amsteidam. 1662 (edic. facsímil), p. 78.

14. R I Ü U A L MAGALLON. A.: Flora y Vegetación de la Provincia de Ali-cante. I n s t i t u to de Estudios Alicantinos. Excma Diputación Provin-cial de Alicante. 2'1 edic. Alicante. 1983. p. 23.

15. MADOZ. P.: Diccionario geográfico..., Op. cit. p. 41.16. RIÜUAL MAÜALLON. A.: Flora y vegetación.... Op. cit. p. 237.17. RIGUAL MAGALLON. A.: Flora y vegetación..., Op. cit. p. 238.18. RIGUAL MAGALLON. A.: Flora y vegetación..., Op. cit. p. 237.

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CAPITULO IVEL MODELADO KARSTICO

Introducción

El modelado kárstico, como proceso erosivo azonalencuentra en Mariola inmejorables condiciones para sudesarrollo. De todos modos, las formas por él originadasno son muy espectaculares, aunque no por ello dejan detener importancia.

En líneas generales se trata de un karst de característi-cas pluviales, pluvial-mediterráneo sería la expresión quemejor lo definiría, y tectónico de montaña desarrolladoespecialmente sobre materiales cretácicos, aunque no fal-tan pequeñas manifestaciones sobre litologías terciarias.Es el sistema morfogenético que mayor desarrollo e impor-tancia tiene en la zona de estudio.

No sólo genera por sí mismo formas típicas de la ero-sión química, cuando actúa sobre materiales calcáreos,sino que la corrosión se combina con otros sistemas dandoorigen así a formas combinadas fiuviokársticas o cryo-kársticas. Es a la vez fuente de alimentación para otros sis-temas, especialmente porque el atacar químicamente a laroca la debilita y la prepara para la actuación de agenteserosivos de otra naturaleza. Las arcillas de descalcifica-ción, elemento residual en el proceso de disolución, sonpiezas permanentes en glacis, coladas y canchales.

La impronta paisajística de estas formas es realmenteimportante, y en especial por un hecho particularmenteinteresante: la riqueza en agua y buenas tierras para ellaboreo convierten a las regiones kársticas en puntos idó-

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neos para la instalación humana; hecho éste comprobadoen Mariola, donde por muy pequeña que sea la depresiónoriginada por la disolución, o muy reducido el caudal emi-tido por fuentes y manantiales, la ocupación antrópica entorno a ellas es realmente intensa.

Entendida la Karstificación como el conjunto detransformaciones que experimenta la roca caliza en sunaturaleza a consecuencia de la circulación de las aguas,los principales resultados de este proceso son la corrosiónde la roca y el hundimiento progresivo de las aguas. Diso-lución e infiltración son pues los caracteres esencialesdel karst.

Un primer elemento a tener en cuenta es el predomi-nio e importancia del roquedo calizo. De la amplia gamade rocas carbonatadas que hay en Mariola, son las calizascretácicas las más aptas en los procesos de disolución,infiltración y circulación subterránea. El hecho de que lasdolomías sean rocas compactas con una escasa porosidadtotal, ya que el valor de éstas oscila entre un 1,5% comomáximo y un 0,86% como mínimo (1), indican que requie-ren de una intensidad tectónica tal que prácticamente lastriture, de tal modo que Litología y Fracturación se com-binan a la hora de intensificar el proceso de disolución.

La elaboración de un mapa de permeabilidad (2), conuna triple diferenciación entre dominios muy permeables,permeables e impermeables (Fig. 16), permite determinarla capacidad que tienen las series litológicas del anticlinalpara generar embolsamientos subterráneos importantes,es decir, especificar su capacidad hidrogeológica, mos-trando cómo efectivamente son las series cretácicas lasmás aptas en los procesos de infiltración, sin olvidar a lasseries tortonienses.

El resultado es, pues, favorable a la karstificación,variando la intensidad y manifestación kárstica según laedad y pureza litológica, resultado que se recoge en el Cua-dro XVII.

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Fig. 16.- Mapa de permeabilidad del roquedo.

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CDURD XVII

CoBportaod«nto e iatvnaidad de la disoluci&t

/. Las formas del relieve kársíico

Formas superficiales o exokársticas, cuya principalfunción es la de absorber las aguas y en estrecha relacióncon la escorrentía superficial; formas subterráneas o endo-kársticas, que constituyen la más espectacular y llamativade las manifestaciones de este modelado, vinculadas a cir-culaciones verticales y acumulaciones hídricas subterrá-neas; fuentes y manantiales, como restitución de las aguasque han circulado por el interior de la masa rocosa, y de lascuales en Mariola existen incontables ejemplos, comple-tan el espectro de manifestaciones típicas de zonas kárs-ticas.

Entre ellas no hay que olvidar tipos especiales comoel karst bajo cubierta que, bien por no aflorar en superficieo no ser visible ninguna de sus huellas, apenas llamala atención.

El equilibrio existente entre las manifestaciones mor-fológicas superficiales y subterráneas, aún cuando suscampos de acción preferenciales no sean los mismos, con-fieren a este sector de estudio los rasgos de un área de mon-taña profundamente karstificada.

1.1. El karst externo

En este grupo se incluye tanto el microrelieve kársticoasociado a una fase incipiente de disolución, como formasmayores más evolucionadas ligadas a procesos genéticos yevolutivos más complejos.

Ambos grupos aparecen relacionados de tal modoque el primero por lo general comporta el modelado de lasvertientes del segundo, y ocupa también zonas llanas, altasy desprotegidas. El macrokarst se instala con preferenciaen áreas deprimidas, aunque no falten ejemplos en zonaselevadas más o menos allanadas.

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/. /. /. El Microkarst

Tal y como su propio nombre indica, el microkarstconstituye la forma superficial más sencilla de la karstifi-cación, a la vez que es la fase inicial de dicho proceso. Sepresenta como el modelado de vertientes de dolinas yzonas de disolución, y llanos de cumbres elevadas, dondela propia estructuración del pliegue en champiñón posibi-lita la existencia de una zona rocosa aplanada y desnuda,fácilmente erosionable.

El principal representante de estas microformas es ellapiaz, que aparece por lo general formando amplios lla-nos de cryptocorrión y campos de piedra. En él, se combi-nan tanto la acción de la erosión química como de lamecánica, a lo que contribuyen también toda otra serie defactores (arroyada, acción bioquímica, fracturación...).

La distinta morfología del lapiaz depende esencial-mente de la composición del material calizo, de su estruc-tura y del volumen de agua. En nuestro caso, intervienenen esa diferenciación, fundamentalmente dos hechos: lapluviometría y la rigurosidad del clima, y el espesor de lacobertera vegetal. Ambos sobre una misma litología cretá-cica, dan superficies afectadas por lapiaz totalmente dife-rentes. Por su parte, composición y estructura litológica eslo que distingue el lapiaz del bloque cretácico y el queencontramos sobre materiales terciarios.

Indistintamente sobre series superiores e inferiores delCretácico, podemos diferenciar dos tipos de lapiaz (3):

1.- Lapiaz bioclimático, bajo cubierta, con predomi-nio de la acción química, en la que interviene tam-bién la acción de liqúenes y raíces vegetales. Res-ponde a los rasgos del lapiaz cavernoso, conocidocomo Kavernósen-Karren, con ponors que osci-lan entre los 2 y los 6 cm., incluso de 9 a 12 cm. enlos más desarrollados.

2.- Lapiaz desnudo, en el que influyen decisivamente

144

fracturas y diaclasas. Lapiaz acanalado, con aris-tas y agujas que testimonian la intervención de laacción mecánica y del agua de arroyada sobre unsuelo desnudo. En la mayoría de los casos, es unlapiaz policíclico, compuesto, ya que se combi-nan formas agujereadas con las propias del lapiazestructural, y que evidencian un proceso de lapia-zación bajo cubierta, del tipo cavernoso, en condi-ciones climáticas más húmedas (tipo subtropical),y que por una degradación climática (clima másfrío cuaternario), la roca queda al descubiertointensificándose la acción erosiva mecánica.

En líneas generales, podemos decir que práctica-mente todo el núcleo cretácico de Mariola está afectadopor un tipo u otro (Fig. 31), si bien al primero correspondentodas aquellas superficies cubiertas o semicubiertas, mien-tras que el segundo se localiza preferentemente en el blo-que NE.

En el sector occidental, el lapiaz es poco espectacular,predominan los pequeños alveolos bajo una fina capavegetal, en altitudes en torno a los 1.000 m. (Buixcarró, SanJaime, Fontfreda...). Desarrollado sobre series cretácicasen general, de ahí que las cantidades de térra rossa resul-tantes del proceso sean muy abundantes, a consecuenciade la menor pureza de las calizas.

En la cabecera del Barranco de Bocairente, se extien-de una amplia área afectada por un lapiaz bajo cubierta enseries del Neocomiense-Albiense. Sobre dolomías, el lapiazofrece un aspecto ruinoso, propio de este tipo de fitología,ya que la erosión se ceba más del carbonato calcico, de-jando en resalte el carbonato magnésico que éstas poseen.Sobre este tipo encontramos una especie de llano kársticoen el Pía de la Barbera, al S de la Sima del Caballo, a 980 -960 m. de altitud.

De todas las superficies afectadas por estas microfor-mas merece la atención el bloque NE, donde las condicio-

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nes climáticas y la fracturación son los principales condi-cionantes.

Al E del Puig Montcabré, se extiende un amplio campode lapiaz, un llano cryokárstico, en torno a los 1.100 m. dealtitud, con un lapiaz claramente estructural, condicio-nado por la estratificación casi vertical de los bancos cretá-cicos a consecuencia de la extrusión jurásica. Formas quemarcan la dirección de las fisuras, se combinan con blo-ques estallados por la acción del hielo en este sector rocosodesnudo.

El conjunto se configura como un amplio campo depiedra suelta y corrosionada; es el típico aspecto queofrece un lapiaz sobre dolomías con un paisaje ruini-forme, en el que la gelivación ha sido más rápida que ladisolución de las aguas (4), sobre una roca totalmente pre-parada para el proceso. El ensanchamiento por disoluciónha llegado a superar en ocasiones los 12 cm. de ancho, ycasi 15 cm. de profundo. Oquedades y fisuras están com-pletamente rellenas de arcillas rojas, sobre las que ha colo-nizado la vegetación.

En el Alto del Cerincal, el proceso ha sido similar alanterior, por lo que se refiere a la intensidad del fenómeno;no obstante una fitología Barreniense-Albiense y un notan marcado control estructural la diferencian del sectoranterior. Una fina capa de detritus gelifracto, de liquen yraíces vegetales cubren un lapiaz alveolar con intensa acti-vidad química. De las mismas características es el queencontramos en la Sima del Caballo y Alto de la Codollasobre dolomías.

Las vertientes desdendentes hacia la Foya Ampia,están afectadas también por un proceso de lapiazaciónvinculado al escurrimiento de las aguas de arroyada queafluyen a la dolina, y que arañan la superficie rocosa.

El modelado de vertientes concluye con un lapiaz queha sido denominado Crypto kluft-karren (5). Aquí, el agua

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Foto 7.- Lapia/ hioclimático del tipo Kavcrnoscn-Karren.

Foto 8.- Cryto kult't-karren en la vertiente sur del Alto del Cerineal

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Foto 9.- Lapiaz estructural y crecimiento de la vegetación a favor de la reddiaclasas.

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disuelve a lo largo de fisuras verticales, y progresivamentelas va ampliando, por lo que se le conoce también con elnombre de lapiaz de hendiduras corroídas.

Las grietas ensanchadas albergan gran cantidad detérra rossa. que por su capacidad de retención en agua,permite el crecimiento de la vegetación.

Bloques afectados por la corrosión, grandes volúme-nes de térra rossa. y lapiaces caniculados terminan porcompletar el modelado de esta zona, que en líneas genera-les responde al modelo de vertientes que encontramos enel resto de dolinas. si bien no con la misma intensidad.

Hay que incidir en las grandes cantidades de arcillasque consiguen acumularse, y que deben su origen por unlado a la intensidad del proceso, y por otro lado a que no setrata de un material calizo muy puro.

Esta abundancia en residuos y la cronología litoló-gica. diferencian al lapiaz del bloque cretácico con lasmanifestaciones que de este microrrelieve se desarrollanen el surco periférico sobre series terciarias.

Por lo general, allá donde aflora una roca carbona-tada, ésta presenta huellas de la disolución. Las calcirrudi-tas tortonienses de la Mola de Serrelles, a ambos lados delcauce del Sinc, ofrece muestras de un lapiaz estructural,colonizado por una rala vegetación de festucas, que dejapaso, conforme descendemos y aumenta el tapiz vegetal, aun modelado de predominio químico, pero de muy pocodesarrollo e importancia.

1.1.2. Formas mayores de disolución

Las dolinas están consideradas como las formas super-ficiales típicas del karst y cuya función en el aparato kárs-tico es la absorción de las aguas. Topónimos como los deFoya o Pía (en su caso), hacen pensar en la existenciade ellas.

149

Un hecho fundamental en la evolución de depresio-nes de disolución está unido a la alternancia de períodosde karstificación y periodos de encajamiento fluvial. Enregiones mediterráneas, es muy difícil separar la karstifi-cación y la hidrología superficial, de tal modo que ambasse combinan en el tiempo; por ello, la mayoría de las doli-nas que siembran el anticl inal son formas abiertas (aunque en otras muchas, las dificultades de drenaje son muyclaras), con encajamiento de la red sobre la zona de disolu-ción. Las dolinas jalonan los valles secos de las redes delToro-Sinc, Bocairente y Vinalopó, con una evolución muydesigual en cada una de ellas. Puede admitirse que, enlíneas generales el proceso se inició con la instalación de lared una vez cesados definitivamente los movimientos deestructuración, organizándose así una red primitiva, almenos en cabecera, desorganizada por un posterior pro-ceso corrosivo. Sucesivos cambios en la pluviosidad de lazona, determinan la intensificación de un proceso u otro,en los que se combinan retrocesos en cabecera y capturasde áreas de disolución; hasta configurar definitivamenteel macrokarst superficial de Mariola.

En la evolución y génesis de éste intervienen, en mayoro menor medida, los siguientes factores:

1.- Litología: Es sin duda uno de los más importantes.El distinto comportamiento de las rocas carbona-tadas cretácicas y terciarias en la génesis de doli-nas es esencial: todas las dolinas que han sidocartografiadas se desarrollan sobre el bloque cre-tácico, y tan sólo una (Els Cornelias) evolucionaen el contacto de éste con el surco periférico. Elmáximo desarrollo de la disolución exokársticasobre las series Neocomiense-Albiense que sobrelas dolomías del Cenomaniense-Senoniense obe-dece más a causas estructurales.

2.- Tectónica: Su papel es, sin exagerar, el más impor-tante. Las dolinas progresan en el punto de encuen-

150

tro de planos de estratificación con diaclasas yfallas (6), que condicionan la orientación de ladisolución. La existencia de un accidente tectó-nico de mayor envergadura (campo de fallas porejemplo) permite la génesis de poljés.

3.- Topografía: En efecto, las sinuosidades de las doli-nas suelen estar relacionadas con su adaptacióntopográfica; es este factor el que nos permite esta-blecer una tipología, según se localicen en vallessecos, vertientes, zonas llanas amesetadas o esca-lones tectónicos.

4.- Clima: También los rasgos climáticos juegan supapel en la evolución y morfología de las dolinas yformas mayores. A los rasgos pluviométricos y tér-micos de regiones mediterráneas correspondendolinas pluviales, de fondo plano y una profundi-dad menor que el diámetro mayor, con un escarpepronunciado, y depósitos coluviales y aluviales.La disimetría de vertientes que suelen generar losmantos de nieve no es aquí visible, ya que su inter-vención en este aspecto apenas es importante.

Muchos otros factores o rasgos locales y concretosintervienen en el desarrollo del exokarst, pero cuya impor-tancia carece de significación si no se citan en el contextoapropiado. La conjunción de los factores anteriores per-mite establecer una tipología de las formas mayores dedisolución que han sido identificadas: dolinas, de muydiverso tamaño, evolución y comportamiento; uvalas ypoljés.

En todas ellas los espesores de térra rossa son consi-derables, lo que unido a la riqueza mineral de ésta convier-ten a las depresiones kársticas en lugares idóneos para elcultivo y la ocupación humana. En efecto, todas ellas estáncultivadas incluso las cartografiadas como áreas de simpleacumulación arcillosa (Fig. 17).

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En la bóveda perforada, coincidente con la cuencadel Barranco del Toro-Sinc, las formas kársticas superfi-ciales son muy poco importantes. Por el contrario, el má-ximo desarrollo del endokarst está ligado a la existencia deprofundas fracturas, lo que unido a una mayor pendientetopográfica, impide el estancamiento de las aguas, y conello, la disolución superficial.

Tan sólo en aquellos sectores donde se combinanóptimas condiciones, se desarrolla el exokarst. Este es elcaso de la cabecera del Barranco del Toro. Perfectamenteadecuada a la topografía, la Foya Ampia puede ser consi-derada como prototipo de las dolinas del valle. Estrelladaen cabecera y embudiforme en su tramo de desagüe S,tiene un eje mayor de 918 m. En su formación se combinantres factores: tectónica, fitología y topografía.

El entrecruzamiento de líneas de fractura marcan ladisolución: una. prácticamente de dirección N-S, y obli-cuas a éstas, dos de orientación NW-SE, y NE-SW. La pri-mera de ellas, marca la dirección del Toro-Sinc, la segun-da forma el brazo occidental de la dolina, hasta El Portillo,donde un pequeño umbral la separa de la cuenca vertientedel Barranco de Bocairente. y la tercera marca la prolon-gación oriental y el trazado del Barranco del Paraest. Aeste condicionamiento tectónico se une el contacto mecá-nico entre las series cretácicas menos puras del Barre-miense-Albiense.y las dolomías del Cenomaniense-Seno-niense mucho más permeables

Un favorable cerramiento topográfico convierte a laFoya Ampia en una cuenca endorreica, de difícil evacua-ción de aguas, con una única salida S. Las vertientes des-cendentes del Alto del Cerincal. Montcabré y Sima delCaballo hacia la Foya, afectadas por un intenso procesomicrokárstico, cierran este sector tal y como lo prueba eltrazado de la isohipsas.

El intenso proceso de karstificación viene tambiéndeterminado por su adecuada exposición y ubicación en el

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sector húmedo del anticlinal, y por su elevada altitud(cerrada por la isohipsa de 1.100 m., y cota inferior de 1.050m.); los abundantes depósitos de térra rossa y bloquescryptocorrosivos así lo muestran. Estos y gran parte de lasarcillas residuales provienen de las zonas elevadas que larodean y que han sido arrastradas allí por la escorrentíapluvial o, en su caso, canalizadas por los pequeños barran-cos que en ella mueren.

La Foya Ampia es una depresión abierta con esco-rrentía superficial. El encajamiento del Barranco del Pa-nest, no muy importante, tiene que ver más con una inten-sificación de la pluviosidad que con un retroceso de lacabecera del Barranco del Toro, topónimo por el que essustituido el primero una vez abandona la zona de diso-lución.

Mucho más importante es la karstificación superfi-cial en la bóveda triturada. Entre los factores positivosque han jugado aquí pueden citarse:.

- Principalmente, la intensa dislocación de las seriescretácicas; cortas y poco profundas fracturas que han faci-litado en exceso la acumulación y embolsamientos deagua en capas sub-superficiales.

- Débiles pendientes que han impedido la rápidaevacuación de las aguas (contrario a lo que ocurría en elsector anterior).

- Alternancia de sectores deprimidos y bloques eleva-dos que permiten la circulación y acumulación en zonasmás deprimidas.

Estos factores son precisamente los que han provo-cado un menor desarrollo de formas kársticas hipogeas.

El Barranco de Bocairente, que discurre por este tra-mo de bóveda, está completamente jalonado y alteradopor zonas de disolución. El área más importante se sitúa alN, en la cabecera del barranco, donde la profunda disloca-ción permite la génesis de auténticos campos de fallas

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sobre los que se han desarrollado los dos únicos poljés quepueden topografiarse en Mariola.

El primero de ellos, el poljé deis Abres, en la ramaoccidental del barranco, tiene una superficie de 0,6 km% yun eje mayor de 1,800 km. La adaptación topográfica deéste es total. El tendido casi N-S de su tramo superior obe-dece a una fractura de hundimiento que condiciona tantoa éste como al poljé vecino. Un área deprimida y encerradaentre el Portín-Loma Blanca y Alto de Mariola, constituyela zona central del poljé, con una altitud entre los 1.000 y900 m., completamente abancalada, y con un importantedepósito arcilloso, este área endorreica está alimentadapor sumideros situados en sus alrededores y que recibenlos nombres de Avene de la Senia del Ginebral, Simadeis Abres...

El tramo inferior, constreñido topográficamente, rea-liza el desagüe entre el Alto de Mariola y la cota 957.

Al E de este poljé, dolinas de valle se alargan en tornoa los cauces que descienden del Alto de Mariola y de laLoma Blanca llegando a alcanzar un recorrido máximo de1 km. La sucesión de fracturas en el flanco septentrionalposibilita la existencia de reducidos llanos tectónicos, a lolargo de uno de los cuales se prolonga en dirección E-Wuna dolina de escalón con serias dificultades de evacua-ción de las aguas y un eje'mayor de casi 500 m.

El poljé vecino, en la rama oriental de la cabecera delBarranco de Bocairente, presenta las mismas característi-cas que el anterior. Una suave pendiente, un aplana-miento superficial arcilloso (pueden en su caso y otroconsiderarse como auténticas llanuras limosas), dificulta-des de drenaje hipogeo, instalación sobre un campo defallas que marcan la disolución interna y la dirección y tra-zado del poljé, son caracteres que los unen.

De todos modos, mucho más importante, y no sólopor su extensión, es este segundo, o poljé del Maset Nou-Rincón del Cerezo. Con una superficie de 0,97 km:, y un eje

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I -oto 1(1. - Dolina de v a l l e e jempl i f i cada en la I ova Ampia , Hn p r imer p lamcampo de l a p i a / .

h>to 11.- Cabecera del Barranco de Bocairente afectada por la disolución kárslicas u p e r l i c i a l .

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máximo de 2,19 km., se extiende desde el piedemonte delAlto de la Cueva, hasta la partida del Rincón del Cerezo(próximo al km. 9 de la comarcal Alcoy-Bocairente). Entreel Mas del Parral y Ermita de Santo Tomás, en el extremoNE del poljé, un pequeño umbral tectónico realiza la sepa-ración entre éste y el anterior. La perfecta adaptación topo-gráfica de esta formación implica un escurrimiento de lasaguas, que rápidamente son acumuladas un poco másabajo (en torno al Maset Nou-Masía de las Viudas), dondeel buzamiento horizontal de los estratos de la cúpula anti-clinal favorecen se estancamiento.

A diferencia del poljé deis Abres, la escorrentía super-ficial no ha conseguido progresar en el interior de estadepresión. De todos modos, se evidencia un cierto encaja-miento en ella, y algunos extremos están abiertos porvalles que enlazan con las dolinas que lo rodean.

No parece que en estos dos poljés haya jugado ni posi-tiva ni negativamente, o al menos de un modo intenso, loscambios litológicos que frecuentemente se experimentanen este tramo a consecuencia de la profunda dislocaciónde bloques. En efecto, el control tectónico es el que real-mente marca las pautas de disolución en este área.

En pleno dominio dolomítico, una fractura de direc-ción bélica, con hundimiento SE, permite la instalación deuna dolina de valle-cabecera, ya que al aumentar la pen-diente las aguas subsuperficiales encuentran rápidamentesalida, prueba de lo cual es el encajamiento que une estadolina con el poljé. Dicha dislocación afecta también altramo inferior de los dos poljés, de tal modo que acentúa lapendiente e incrementa la velocidad de las aguas, facili-tando su salida.

La estratificación horizontal propia del plegamientoen champiñón, que se conserva en este tramo de bóveda,ha permitido la génesis de dolinas sobre zonas llanas,donde precisamente la corrosión se acentúa gracias adicha disposición. Hacia el Rincón del Cerezo, y próximo

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al desagüe del poljé del Maset Nou, se instala una de estasdolinas, que al igual que en todo el sector, evidencia laexistencia de altos niveles freáticos.

A no más de 700 m. del sector anterior, y hacia el W, seinstala un campo de dolinas al S del Alto de Santa María.Se han cartografiado seis dolinas de distinta clasificación,pero con un cierto dominio de las amesetadas. En efecto,topográficamente se trata de una zona alta, por encima delos 900 m., y prácticamente llana, con pequeñas ondula-ciones, y ligeramente inclinada hacia el SE, a la que corres-ponden buzamientos poco intensos y horizontales.

El drenaje superficial ha sido poco importante, pre-dominan los valles poco encajados, salvo en el tramo másseptentrional en contacto con el escarpe, sin embargo nollega a realizarse la conexión con la red del Barranco deBocairente, a la que pertenecen.

Las pequeñas dolinas sobre zonas llanas (no superio-res a los 300 m. de eje mayor), pueden considerarse comoprototipo de este grupo. Por ello, conservan una formamás o menos redondeada o elíptica, un alto nivel freático ydificultades de evacuación, y en especial una acentuaciónde la forma embudiforme en su parte central.

Sobre idéntica litología (series inferiores del Cretá-cico), se instalan el resto de depresiones, que ven aumentarsu diámetro, ya que pueden alcanzar los 500 m. Su adapta-ción topográfica es mayor, desde el momento en que seinstalan sobre valles y vertientes, y en las que han jugadomuy positivamente buzamientos contrarios a la pen-diente: NW para los primeros, y SE para los segundos(hundimientos de bloques en esta dirección). Volviendo ala rama principal del Barranco de Bocairente, adosadas ala vertiente sur del Alto de Mariola, y con una trayectoriaSSW, en las proximidades de la Casa Mariola, tres magní-ficos ejemplos de dolinas de vertiente, prototipo de estegrupo, completan un área que con poco más de 4,5 km:,puede ser considerada muy karstificada. En efecto, la

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cabecera del barranco, hasta el Rincón del Cerezo, puntoen el que los ramales oriental (poljé del Moset Nou) y occi-dental (poljé deis Abres) se juntan y comienza a ser nítidoel encajamiento, es el sector del anticlinal más profunda-mente afectado por la disolución superficial: de esos 4,5km:, casi un 40% lo ocupan sólo los dos poljés, entre éstos ydolinas dicho porcentaje se eleva a más de un 65%.

En las dolinas de vertiente del Alto de Mariola entrelos 1.000 y 900 m., se resumen perfectamente los rasgosnecesarios para la génesis de este tipo de depresiones. Enprimer lugar, una pendiente topográfica no excesivamentefuerte, y en segundo lugar buzamientos de los estratos con-trarios a la anterior; en este caso las direcciones marcanpara la primera un trazo SSW y para los segundos NNW.La depresión mayor,con un eje máximo de612 m.,y formaprácticamente circular, inicia su desarrollo en el contactomecánico entre las biomicritas del Berriasiense-Barre-niense inferior y las dolomías del Cenomaniense-Se-noniense: una fractura con hundimiento S y sentido E-W,es el punto de filtración de las aguas que progresansiguiendo el declive topográfico sobre las dolomías. Eneste caso, no hay que descartar la posible intervencióntambién de embolsamientos de agua en aquellos puntosdonde los estratos se ganchean a consecuencia del hundi-miento de un bloque.

El desarrollo y génesis de las otras dos depresiones esel normal para este tipo de dolinas; mantienen un trazadoSW y sus dimensiones son de 630 m. para la mayor y 252 m.para la menor.

Los límites de las tres depresiones son muy nítidos,apareciendo perfectamente individualizadas de su entor-no. Los potentes espesores de arcillas residuales que lascubren no han sufrido ninguna alteración, ya que la cone-xión superficial entre ellas es nula: se trata de depresio-nes cerradas.

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Por el contrario, el fotograma aéreo correspondiente aeste sector del vuelo de 1978 a escala 1:18.000 indica clara-mente la escorrentía hipogea y la concentración de lamisma en un punto inferior de la dolina superior; se pro-duce así una alimentación a través del umbral de separa-ción entre ésta y la depresión situada más abajo. Es en estaúltima, donde al reducirse en algo el valor de la pendientese produce un estancamiento de las aguas; de este puntoprecisamente parte el encajamiento de un pequeño barran-co que termina por unirse al Barranco de la Tasa; muy pro-bablemente un retroceso en cabecera del primero hayadesviado las aguas cuando estas llevaban una marcadadirección hacia el talweg del Barranco de Bocairente.

La comparación de fotogramas de vuelos distintos(1956 y 1978), con el fin de marcar el proceso evolutivo deformas kársticas, no resulta válida, desde el momento enque éste escapa a la simple referencia de un período tem-poral tan corto. No obstante, en esa comparación ha po-dido comprobarse cómo la depresión de vertiente inferiores la única, de todas las cartografiadas en Manola, que noofrecía el mismo aspecto en ambos vuelos.

A escala 1:18.000 los bordes son más nítidos y másredondeados, incluso ha desaparecido un umbral boscosoque la cruzaba de N a S, reconocible a escala 1:33.000. Detodos modos, es muy probable que la explicación haya quebuscarla en la intervención del hombre que al encontraren estas áreas inmejorables zonas de cultivo, haya deci-dido ampliar la superficie y eliminar el obstáculo. Hechoéste que parece aún más evidente desde el momento quehan podido comprobarse otros casos en los que el con-torno de la depresión ha sido perfilado artificialmente.

A partir de la partida del Cerezo, desde donde elBarranco de Bocairente inicia su recorrido como cauceencajado hasta su unión con el rio Barchell; los procesosde disolución se ciñen a zonas de cabecera. Los barrancosque descienden por la vertiente izquierda han capturado

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por erosión regresiva remontante amplias dolinas de di-versa tipología.

El campo de dolinas de Els Prats, a una altitud mediade 1.000 m., en la vertiente sur del Alto de la Codolla, es unconjunto de depresiones abiertas sobre biomicritas delCretácico Inferior, donde el encajamiento superficial de lared hídrica viene favorecido por una mayor pendientetopográfica que proporcionan a las aguas de escorrentíauna mayor velocidad.

Una dolina combinada de valle-cabecera, intensa-mente abancalada, con trazado W-E, y eje mayor de 730m., se instala en el tramo superior. El proceso genético-evolutivo ha sido condicionado por largas fracturas quelimitando el hundimiento y se prolongan hasta este sector.La sucesión escalonada de éstas con dirección práctica-mente E-W, marca en este caso el trazado y desarrollo de ladisolución.

La dolina de veritiente (eje máximo de 648 m.), carto-grafiada en este tramo, se alinea en la misma fractura queejerce el control estructural de la depresión instalada al Sdel Alto de Mariola, y al igual que ella los buzamientoscontrarios facilitan la acumulación y disolución.

Caso semejante al que se vio en el flanco septentrio-nal al E del poljé deis Abres, el escalonamiento de bloqueshundidos posibilita la existencia de "hombreras" tectóni-cas donde se desarrolla una pequeña dolina de escalón.

La rama occidental del Barranco de la Tasa enlaza encabecera con una depresión abierta que puede incluirse enel grupo de dolinas de zonas amesetadas, instalada sobreuna planicie elevada a 960 m., de altura.

La dolina del Pía, de forma rectangular y cuyo desa-rrollo longitudinal alcanza 1,170 km., sobre el paquetedolomítico, por su trazado hace pensar en la existencia deuna fractura de dirección casi horizontal, ligeramenteinclinada al SW. Sus bordes son nítidos y marcados, con

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mayor profundización de la disolución en la parte central.Esta depresión pasa a convertirse en dolina de cabecera ensu tramo final de desagüe, donde aumenta la pendientetopográfica y con ella la velocidad de las aguas.

Finalmente, la depresión de valle-cabecera del TosalRedó, ha encontrado óptimas condiciones para su desa-rrollo con la combinación de topografía y contactos litoló-gicos, en algún caso mecánicos. La disolución progresa enlos sectores deprimidos de biomicritas del Senoniensesuperior, que en el tramo superior presenta una fracturacon hundimiento NNW, la cual pone en contacto con lasdolomías cenomanienses; la disolución de las zonasdeprimidas, deja en resalte la cota 987, parte del TosalRedó estructura dolomítica a la que no puede considerarsecomo un hum o cerro testigo kárstico. El trazado a lo largode 900 m. en dirección S-N, culmina en una depresiónabierta del valle, que ha sido capturada por la regresión delbarranco del Pía, originando allí un curioso valle semicir-cular. Esta depresión enlaza con el karst cubierto del Píade Giner.

Mucho más interesante es el desarrollo superficial dela karstificación en la rama oriental del Barranco de Bocai-rente. Al S del Rincón del Cerezo, entre Casa Capito y elBarranco de la Foyeta Fuma, un área de escasa pendienteconstituye un campo de dolinas en el que predominan lasde valle-cabecera y vertiente. La disposición bética de frac-turas escalonadas con hundimiento hacia el SE, y buza-mientos de los estratos en sentido contrario, facilitan lagénesis de estas superficies de disolución, a la vez quedeterminan su trazado. La dolina de vertiente, favorecidapor una débil pendiente, próxima al encajamiento delBarranco de Bocairente, presenta un considerable volu-men de arcillas de descalcificación y un alto nivelfreático.

En zonas más elevadas, donde la pendiente es algomás intensa, hay predominio de dolinas de cabecera, alar-

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gadas, donde la intensidad de los procesos corrosivos, hadejado pequeños mogotes dolomíticos, litología sobre laque se desarrolla estas superficies, a modo de hum. Hastaqué punto puede hablarse aquí de una uvala, cómo con-junción de dolinas, es problemático, ya que el proceso dedisolución no genera en estas zonas formas tan perfectas,tan teóricas, sino que su total adaptación topográficapuede ser la causa de esos umbrales rocosos.

No ocurre lo mismo con el área karstificada de lacabecera del Barranco de la Foyeta, donde la intensidaddel proceso es muy importante, y donde la génesis de uva-las, como fusión de dolinas, es indudable. Ya de por sí, eltopónimo Foyeta está indicando un área karstificada, com-parable a la cabecera del barranco de Bocairente. Sobreuna superficie aproximada de 5,5 km-, la disolución afectaa más del 50%.

El tramo más importante esta comprendido entreCasa Cánsala y Casa Serrat, donde fracturas longitudina-les con hundimiento SE por el norte, y con NW por el sur,determinan un área deprimida, y profundamente tectoni-zada, donde alternan dolinas de valle, vertiente y cabecera,con un trazado NE. De todas ellas, la más importante es lauvala de la Casa Serrat (superficie de 324 m% y eje mayor de1,2 km.), en ésta sí puede hablarse de la unión entre dolinasde vertiente y dolinas de valle, la división entre ambas, decuyas primitivas paredes quedan hums a modo de islotesdolomíticos afectados por la cryptocorrosión, coincideexactamente con una fractura longitudinal que marca eldesarrollo del sector más al NE (Casa Capito-BarrancoFoyeta Fuma). Esta complicación tectónica incide en unatambién complicada escorrentía que sigue una direcciónpreferente NE. Esta depresión, cuyo proceso de ahonda-miento ha sido intenso, puede ser considerada abierta ensu tramo superior cuando dolinas de valle-cabeceraentran en contacto a tavés de encajamientos más o menosintensos. Una vez en el interior de la uvala, desaparecetoda huella de escorrentía superficial.

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En el mismo cierre topográfico (entre las isohipsas de1.000 m. y 920 m.), se instala la dolina de Casa la Boquera.Responde al tipo de dolina de valle, que en su tramo supe-rior se convierte en valle-cabecera, y de dimensiones ma-yores a las normales en este tipo de depresiones, gracias aun favorable condicionamiento topográfico.

También en la bóveda triturada, pero ya en el con-tacto con el surco periférico, se desarrollan superficiesexokársticas, una de las cuales aún pertenece a la cuencadel Barranco de Bocairente, mientras que las otras estánvinculadas a la escorrentía superficial de las Canteras-Baradello Gelat.

La primera de ellas, dolina de Casa Els Cornelias, es laúnica depresión kárstica que se desarrolla sobre litologíaterciana. El contacto entre material permeable e imper-meable (calcirruditas tortonienses y margas langhienses)es el que favorece el proceso de infiltración; la disoluciónprogresa hacia el fondo de este sector, topográficamentedeprimido, donde entra en contacto con materiales cretá-cicos (biomicritas senonienses). El intenso aprovecha-miento de esta zona (abancalamiento), y la tonalidad delas margas del Tapl, impiden precisar con exactitud loslímites de la misma. Un contacto litológico, y mecánico ala vez, facilita la salida natural de las aguas hipogeas.

En las proximidades de la Casa del Garrofero (entorno al Caserío Manola, Casa Garrofero, Casa el Puñal yPía de Giner), al S del Tosal Redó, sobre biomicritas seno-nienses han sido cartografiadas dos depresiones, con unaclara vinculación al surco periférico. Encerrada por la iso-hipsa de 940 m., sobre una estructura elevada de cumbrellana, se desarrolla una dolina de 376 m. de eje mayor; elnivel freático en ella es muy alto, y las dificultades de dre-naje elevadas. La curiosa morfología que ofrece se debe aun aprovechamiento antrópico, de tal modo que sus bor-des son regulados con un objeto de trazar rectilíneamentelas parcelas. Propio de estas dolinas, es esa tendencia a

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Fig. 17.- Localización y tipología de las formas mayores de disolución en el anticl i-nal de Mariola.

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transformar su perfil de artesa en embudiforme, hechoeste que aquí tiene su máxima expresión. Junto a estadepresión, una dolina del valle, con acentuación de la pen-diente topográfica y trazado sur, responde a las caracterís-ticas señaladas para la dolina amesetada.

Frente al escaso e intenso desarrollo exokárstico delos tramos de la bóveda perforada y triturada, respectivamente, en la Bóveda hundida se combinan ambas carac-terísticas. La vertiente norte del hundimiento, entre elCerro San Jaime hasta el Alto de Santa María, ofrece ejem-plos muy significativos de disolución superficial; todo locontrario ocurre en el Morro del Porc, Umbrías del Biux-carró y Fontfreda.

Al N del hundimiento, sobre un área de 4 km;, entrelos 880 y 840 m. de altitud, la disolución superficial estádeterminada por fracturas transversales, de disposiciónNS, que condicionan el trazado de la red y de la corrosiónsobre series inferiores del Cretácico. De E a W y a orientedel Cerro el Mingalet, los 720 m. de trazado sur de la dolinade cabecera, son claro ejemplo de ese control estructural.En las proximidades del hundimiento, dos pequeñas doli-nas de escalón (no superan los 150 m. de eje máximo),están situadas sobre el labio hundido generado con elescalonamiento de fracturas que acompañó al desmoro-namiento de la cúpula.

La dolina alargada de valle cabecera del Mingalet esuna depresión abierta, en la que es mucho más claro elcontrol que ejerce una fractura N-S.

Entre el Cerro San Jaime, y Benifarraig y Cerro ElSalto de Alcoy, se desarrolla el área de disolución másimportante de este tramo. Un primer sector, al norte, entreel Tejar del Sapo (topónimo que indica acumulaciones deagua) y Casa Mingol,con un desarrollo longitudinal de 1,1km., reúne las características de una dolina de cabecera, enla que los buzamientos contrarios a la débil pendientetopográfica facilitan el embolsamiento de las aguas. Los

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altos niveles freáticos posibilitaron en su momento, laexistencia de una charca que da nombre al sector.

Hacia la Casa de los Tollos y Ermita de Santa Bár-bara, un segundo tramo conecta con el anterior. Se trata deun conjunto de dolinas de vertiente (entre 1 km., 90 m. y 45m. de máximo desarrollo), adosado a Benifarraigy Cerrode San Jaime, donde juega de nuevo la contraria disposi-ción de buzamientos y topografía. Es éste otro de los ejem-plos apuntados anteriormente en los que la intervencióndel hombre, de cara al aprovechamiento agrícola de estassuperficies, modifica en gran medida su perímetro y mor-fología.

En líneas generales, son superficies abiertas. A partirde la Casa de los Tollos, la dolina de cabecera inicial conti-nua su desarrollo hasta un punto donde el incremento dela pendiente y un salto tectónico favorecen el encaja-miento de la red que penetra así en la bóveda hundida. Porsu parte, las dolinas de vertiente occidentales, son depre-siones cerradas, con altos niveles freáticos.

Dos pequeñas dolinas componen el área conocidacon el significativo topónimo del Pía Roch, haciendo conello referencia a la existencia de un llano cubierto de arci-llas rojas de descalcificación. Son las únicas dolinas iden-tificadas en las alineaciones occidentales del hundimien-to, que comparadas con otras superficies karstificadas,son muy poco importantes. Se trata de depresiones abier-tas de valle, sobre series del Berriasiense-Albiense, y condimensiones aproximadas de 500 y 300 m. en sus ejesmáximos. En la mayor parte de ellas puede verse un ciertoescalonamiento, pequeños saltos tectónicos sobre los quecomienza a encajarse la red, y que obedecen al tan reite-rado escalonamiento de fracturas provocado por el hun-dimiento.

Este mismo hecho es el que condiciona el desarrollokárstico superficial en la umbría del Buixcarró y Font-freda. El buzamiento de los estratos hacia la depresión y

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los rellanos tectónicos posibilitan este proceso; el mejorejemplo de ese control estructural son las dolinas de valleen torno a la Casa Eixar.

De todos modos la karstificación en este sector es muypoco importante; no es arriesgado decir que es la menosimportante de todo el anticlinal. Sobre series cretácicas debiomicritas en su mayoría, y en altitudes que oscilan entrelos 1.080 y 800 m., pequeñas dolinas de valle y cabecera sonlas que predominan, y en tan sólo un caso se compruebauna dolina de zona amesetada próxima a la fuente delSumaoret, que conserva altos niveles freáticos. En el resto,éstos son muy bajos, bien porque las aguas de infiltracióncirculan hacia zonas más profundas, bien por un rápidoescurrimiento superficial que impide la disolución.

Las dimensiones son muy variadas, y al ser en sumayoría de valle, son alargadas, con longitudes que osci-lan entre los 400 y 800 m. En ocasiones, es difícil precisarcon exactitud su perímetro exacto, ya que el intenso aban-calamiento las desvirtúa en cierto modo. Por lo demás, sonformas abiertas, en las que ha sido más intensa la esco-rrentía superficial, llegando en ocasiones a encajamientosimportantes de la red. La dolina del Sumaoret es la únicadepresión cerrada.

Por último, la cartografía realizada de las áreas ydepresiones de disolución en el anticlinal de Mariola (Fig.17), recoge también aquellos sectores que sin aparente pro-ceso de karstificación son zonas de simple acumulaciónde residuos arcillosos procedentes de zonas próximas. Eneste caso, de las tres áreas marcadas en el arco periclinaldonde dicho almacenamiento se ha realizado aprove-chando pequeños rellanos en la cabecera de los barrancosdel Res-Puig (Casa del Rincón), de la Boronada y de laQuerola, las arcillas proceden de las calizas cretácicas delas zonas altas atacadas por un intenso proceso cryptoco-rrosivo, residuos que permiten también su aprovecha-miento agrícola.

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Foto 12.- Potente espesor de arcil las de descalcificación que se a c u m u l a n en ladolina de vertiente ubicada al sur del Rincón del C'ere/o.

Foto 13.- Panorámica de conjunto del sinclinal de El Baradello

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1.2. El karst interno

El balance de factores climáticos, litológicos, estruc-turales y tectónicos, resulta altamente positivo para eldesarrollo y evolución kárstica en profundidad.

Las formas hipogeas que encontramos en Manola,son extremadamente variadas. Una vez que las aguas deinfiltración penetran en la masa rocosa, a través de hendi-duras o planos de estratificación, se van originando for-mas de erosión y disolución, en las que intervienen lasolubilidad de la caliza y determinados procesos físico-químicos. El principal resultado de esta actividad, es lagénesis de cavernas, más o menos verticales.

Esta sería pues, la definición tradicional de lo que seentiende por karst interno o Endokarst, mientras otrosestudiosos de la morfología de las calizas, prefieren hablarde Formas de conducción, especialmente atendiendo a supapel en la circulación de las aguas kársticas.

Está demostrado que el proceso de karstificación,puede producirse aún cuando las rocas carbonatadas,estén cubiertas de capas impermeables, por lo que estassuperficies pierden la categoría de externas, pudiéndoseincluir en formas internas, aunque no profundas.

Así pues, en este apartado, pueden incluirse dos mani-festaciones de karst interno:

- karst bajo cubierta, en este caso sedimentológica.- karst interno o endokarst, como manifestación de

karst profundo.

7.2.7. Karst bajo cubierta

Todos los indicios apuntan a que en las zonas conoci-das como Pía de Ginery El Baradello se esté produciendouna karstificación bajo cubierta sedimentológica.

Tanto en una como en otra, ha sido comprobada laexistencia de una escorrentía subsuperficial, con circula-

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ción hacia el área más deprimida, capaz de poder actuarquímicamente sobre la capa permeable por la que sedeslizan.

En ambos casos, también se ha comprobado la exis-tencia de formas de emisión.

El sinclinal de El Baradello queda configurado amodo de depresión cerrada con un único desagüe SW. Espor ello que se ha llegado a hablar aquí de endorreismo (entodo caso, endorreismo kárstico), incluso cuestionarse laexistencia de un poljé comparable en algunos aspectoscon el que es posible exista en el Pía de Llacunes de la FontRocha (7).

En efecto, la complejidad que ofrece este sector decara a comprender su génesis y funcionamiento es impor-tante, sin embargo diversos rasgos propios del sector, y enespecial sedimentológicos, impiden pensar en la existen-cia de formas kársticas mayores.

Topográficamente se estructura, tras una subsidencialocal postortoniense, como una depresión casi circularcon salida suroccidental, en torno a la Casa del Baradellode Benito y fuente del Baradello; hacia el W y en direcciónal Barranco de Bocairente, el cerramiento se suavizamucho más.

Zona incluida dentro del surco de transición SE, sevio afectada por los constantes cambios del nivel marino,durante la Edad Terciaria, hasta el punto de que próximosa ella encontramos los únicos depósitos Paleocenos yEocenos de la columna estratigráfica de Mariola. Es porello que aquí la sedimentación continental fini-cretácicaypaleógena, fruto en parte del ataque corrosivo sobre lassuperficies rocosas emergidas, tuvo muy poca importan-cia. Por el contrario, las series filológicas muestran el pre-dominio de la sedimentación oligocenay miocena, en casitodos sus niveles.

El círculo elevado que circunda a este sector se com-

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pone de calcirruditas bioclásticas y biodetríticas torto-nienses en su arco septentrional, y de series oligocenas enel meridional, cuyos conglomerados están muy usuradospor efecto tectónico y estratos casi en disposición vertical,lo que exagera el papel de la infiltración. El Baradello,superficie suavemente inclinada, está cubierta de un po-tente espesor de margas serravallienses.

Más interesante resulta incidir en la columna estrati-gráfica de la depresión. Tomando como base la serie com-pleta del Mioceno, representada en Las Canteras (muypróximas tanto a El Baradello, como al Pía de Giner),ofrece de abajo a arriba, y por encima de las calizas delMioceno inferior, un nivel margoso del Tap 1, calizas bio-detríticas y conglomerados margosos serravallienses y ensuperficie las series del Tap 2.

En este momento, estamos en condiciones de admitiren primer lugar, que no se puede hablar aquí de un macro-karst (poljé), dado el poco espesor (15 m.) y pureza del pisoserravalliense. En segundo lugar, por el contrario esa alter-nancia entre capas permeables e impermeables va a per-mitir, en cierto modo, la circulación de las aguas de infil-tración, aunque éstas no lo hagan en profundidad.

En efecto, se ha comprobado como desde un punto devista hidrogeológico, la serie serravalliense constituye unade las capas aptas para el desarrollo de una escorrentíasubsuperficial (como ocurre también con el Tortoniense yMioceno Inferior), que fácilmente puede verificarse obser-vando los fotogramas aéreos correspondientes a la escala1:18.000. La dirección de ésta se marca claramente hacia elSW, sector más deprimido y único desagüe de la depresión(Fig. 18).

La cuenca de absorción de las aguas de lluvia se sitúaen el círculo elevado que rodea a El Baradello. Que el pro-ceso de disolución haya o no podido ser intenso es máscuestionable, pues no existe indicio alguno en superficie.De todos modos, es posible que la no funcionalidad hoy de

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Fig. 18.- Caracteristicas geologicas y escorrentia subsuperficial del karst cubiertode El Baradello.

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la fuente de El Baradello tenga su razón de ser en esta diso-lución, ya que al no ser calizas puras, la enorme cantidadde residuos sólidos han podido obturar los canales decirculación.

De cara a la explicación de su génesis, dos posibilida-des se ofrecen: si fue anterior la karstiflcación sobre unasuperficie que más tarde fue recubierta por depósitos imper-meables, o por el contrario la corrosión fue posterior a latransgresión miocena, cuyas series cubren la depresión.

El profundo control que ejerce la topografía en estesector, marcando la dirección de la infiltración y escorren-tía, hace inclinarse más por la segunda opción, es decir,tras los movimientos locales postortonienses que configu-ran al sector definitivamente.

El karst bajo cubierta del Sinclinal tumbado de Píadel Giner es muy semejante al caso anterior. En primerlugar, coincide el desarrollo de la karstificación con laexistencia de una capa permeable por bajo de otra concaracterísticas contrarias. Las series litológicas varían:aquí la capa superior impermeable es el afloramiento delTap 1, margas langhienses, que tapiza un espesor variable,aunque más importante que el Serravalliense de El Bara-dello, de calizas pararrecifales del Mioceno Inferior, encontacto discordante, a su vez, con las series intensamenteUsuradas del Cretácico Superior, que actúan de absor-ventes.

Del mismo modo, la disposición topográfica no esigual. El área deprimida es aquí sustituida por una superfi-cie de vertiente, donde las aguas circulan a tenor de la pen-diente y buzamiento de los estratos. Una escorrentía subsu-perficial marca perfectamente una dirección E, hacia eltalweg del barranco de Bocairente.

Rasgos singulares presenta este área: su topónimoy laconexión con el sector de disolución del Tosal Redó.

Hecho semejante al que comprobó ROSSELLO en el

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Macizo del Mondúver (8), el topónimo "Pía" responde enMariola más a características de llanos kársticos o zonasde disolución que a superficies topográficas llanas. Es porejemplo, el caso del Pía de la Barbera, el Pía, el Pía Roch,que vimos en su momento, o incluso el Pía de Llacunas enla vecina Font Rocha, que coinciden todas ellas con super-ficies más o menos afectadas por procesos de disolución.

En el caso que nos ocupa, aún cuando no existe nin-guna forma superficial con estas características, este topó-nimo está aludiendo a un proceso que bien puede serinterno, y que en parte está condicionado por la conexióndel Pía de Giner con el Tosal Redó, situado en el curso altodel barranco.

7.2.2. El endokarsl

Se resume bajo este calificativo a todas aquellas for-mas de disolución internas que generan conductos pene-trables, y cuya función primordial es la de conducir lasaguas kársticas a zonas profundas.

Las investigaciones geoespeleológicas de la Sierra deMariola, realizadas por el grupo alcoyano SPEOS se ini-cian a comienzos de los años 50, pasando a formar partedel Catálogo Espeleológico de la Provincia de Alicante(1955), así como de los archivos del Centro Excursionistade Alcoy y privados (9).

Referencias históricas sobre la espeleología de Ma-riola, encontramos en las obras de CAVANILLES,MADOZ, MIÑANO, CARRERAS CANDI... En ellas,aparecen descripciones bien elocuentes, en las que co-mienza a vislumbrarse el interés por estos temas, como laque HIGUERAS PACHECO hace de la cueva de San Cris-tóbal, en Cocentaina (10).

El anticlinal de Mariola ofrece un elevado número decavidades, representadas tanto por simas, cuevas, comopor la conjunción de ambas, que generan complejos sub-

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terráneos más amplios. En total, han sido catalogadascomo 33 cavidades. De ellas, tan sólo 4 son calificadas dedesarrollo horizontal, el resto se relaciona con circulacio-nes profundas. Podemos decir con ello, que Manola esuna zona muy karstificada, si se toma como parámetro lasformas endógenas. Al respecto, THEROND (11) estableceque una zona caliza que posea más de una cavidad/km:, ouna gruta de 500 m. de largo puede ser considerada comouna zona muy karstificada. Al respecto hay en Mariolasectores en los que se alcanzan las 5, 4 ó 3 cavidadespor km:.

El máximo desarrollo endokárstico corresponde albloque dolomítico del Cretácico Superior: el 72% de lascavidades catalogadas han sido localizadas en este sector.El influjo tectónico es patente en todas ellas, tanto en suinterior como en el exterior, pudiéndose hablar sin ningúnriesgo de la existencia de un endokarst tectónico de escasodesarrollo vertical, en cualquier caso, la evolución en pro-fundidad depende sobremanera de la potencia de la frac-tura y de los cambios del nivel de base kárstico.

Frente a lo que ocurría con el karst externo, la bóvedaperforada es la unidad de máxima evolución hipogea,dado que en ella se combinan toda una serie de factoresfavorables que la diferencian del resto de las unidades.Una fitología dolomítica de gran espesor (300 m.), largas yprofundas fracturas que jerarquizan no sólo la circulaciónhídrica superficial sino también la red hipogea, una fuertependiente topográfica que confiere mayor velocidad a lasaguas de infiltración, permiten contraponer a este tramode cúpula con el resto.

No obstante, en las alineaciones circundantes a labóveda hundida, el Centro espeleológico localiza los com-plejos subterráneos más importantes de Mariola. tantopor sus rasgos morfológicos como por su topografía; éstosson conocidos como Cova de la Sarsa (Cerro El Salto deAlcoy) y Cova del Vinalopó (SSE del Morro del Porc).

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La primera de ellas, desarrollada sobre series pococarbonatadas del Cretácico Superior (Senoniense supe-rior), se ha visto favorecida por un entrecruzamiento defracturas internas que han facilitado la progresión de ladisolución en profundidad, alcanzándose un nivel má-ximo de -36 m.

La existencia en varias de estas cavidades de tubosfreáticos, auténticos conductos de circulación de las aguashipogeas, permite que pueda atribuirseles un doble origende carácter tectónico-freático. Ello enlaza directamentecon la funcionalidad de algunas de ellas como sumideroso avenes.

Uno de los campos de sumideros más importante deManola es el que forman las simas del Cavall, del Home,de la Sorpresa y de L'Alberri al S de la Foya Ampia, entorno al cauce del Barranco del Toro a su salida de ladepresión.

Situadas en un radio de 2 km:, el control estructural enellas es claro. Marca la pauta la dirección de la falla delBarranco del Toro-Sinc, que toma aquí una directriz casiN-S. La dislocación de este bloque dolomítico determinala formación de fracturas de menor potencia con direccio-nes NW-SE, NE-SW y E-W, convergentes todas ellas en elbloque hundido que aprovecha dicho barranco para ins-talar su cauce. Se desarrollan así auténticas cavidades detrazo vertical y poca profundidad, con nula o casi nulaexpansión horizontal.

Desde el punto de vista de la dinámica kárstica sonigualmente interesantes los sumideros que alimentan alpoljé deis Abres. Al menos, tres simas funcionan como tal:Sima Abres, Sima Font de Manola y Avene de la Senia delGinebral. De todos modos, el endokarst en este tramo debóveda es de escasa importancia.

La adaptación tectónica de las cavidades de Mariolaalcanza su máxima expresión en el complejo endokárstico

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de la Mola de Serrelles, cortada por una fractura de direc-ción N-S inicialmente rápidamente se convierte en NE-SW, a lo largo de la cual se alinean cuatro simas conocidascomo Simas I, II y III del Trencat de la Mola y Simadel Morter.

1.3. Acumulación hídrica subterránea y formas de emisión

Las aguas que se infiltran por la superficie caliza, cir-culando verticalmente por ella, pueden llegar a originar, sicircunstancias tectónicas y estructurales así lo favorecen,determinados embolsamientos subterráneos cuyo com-portamiento e importancia, depende de la permeabilidaddel roquedo, rasgos litológicos, potencia de los depósitos...así como de los dispositivos tectónicos y estructuralesarriba citados. En efecto, la presencia de un piso imper-meable o de una zona menos afectada por la tectónica,influyen decisivamente en el desarrollo en profundidad dedichas acumulaciones hídricas.

La evolución kárstica finaliza con la descarga dedichos sectores, originando fuentes y manantiales, y otrosafloramientos de menor importancia.

Las más recientes investigaciones hidrogeológicasdel sector (12), han demostrado la existencia de una consi-derable zona hipogea anegada, que convierte a Mariola enuna unidad hidrogeológica de primer orden. La figuranúmero 19 representa íntegramente dicha unidad, de laque este anticlinal ocupa la mitad superior del conjunto.

La alternancia filológica permite una compartimen-tación de la unidad en lo que los hidrogeólogos denomi-nan, para referirse a masas de roca porosa imbibida deagua, sistemas acuíferos, de los que a nuestro sector corres-ponden los siguientes: Jurásico, Agres, San Jaime, Pinarde Camús, Mioceno detrítico y Cuaternario de Muro.

Nuestro estudio aborda el análisis de afloramientosde aguas subterráneas como descarga de determinados

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loto 14.- Frente de t a l l a en el que se abren las simas de la Mola, margen izquierdadel Barranco del Sinc.

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embolsamientos, que en algún caso corresponderán adichos sistemas acuíferos y que en otros casos su defini-ción será distinta.

1.3.1. Rasgos definidores y funcionales de las formas deemisión

Una de las definiciones más comúnmente aceptadasentiende por formas de emisión como aquellas cuya fun-ción principal es la de reintegrar el agua kárstica hipogea ala circulación superficial, completando así el ciclo kárs-tico evolutivo. Es así, como se originan fuentes y manan-tiales.

Realmente el número de surgencias que brotan deManola es considerable, no siendo arriesgado decir que lohacen por decenas. No en vano, CAVANILLES, en suobra "Observaciones sobre la Historia Natural del Reynode Valencia", no duda en afirmar que es "el primero y sinigual (Monte del Reyno) si consideramos las riquezas queproporciona a los pueblos arrojando hacia todas partescopiosas fuentes (...) que sólo Manola las da por todas par-tes y con profusión como por especial privilegio de la natu-raleza" (13).

Sin embargo, es condición imprescindible que para lapresencia de éstas (atendiendo siempre a su definición) sehaya producido una infiltración y posterior acumulaciónhídrica subterránea de tal envergadura que haya embolsa-mientos allí donde un estrato impermeable hace imposi-ble el desarrollo en profundidad, en lo que intervienen elgrado de permeabilidad del roquedo, intensidad de dia-clasación, intensidad y carácter de la precipitación, pen-dientes y manto vegetal.

Más interesante resulta abordar dos cuestiones: unareferente a la sucesión litoestratigráfica de los afloramien-tos permeables, y otra a la existencia de un balance hí-drico positivo.

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Fig. 19.- Unidad hidrogeológica de Manola (apud. I.G.M.E.: IMS aguas subterrá-neas de la provincia de Alicante, Excma. Diputación Provincial de Alicante.1982; inédito).

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Las columnas que se incluyen a continuación repre-sentan las series estratigrafías tipo de los conjuntos litoló-gicos capaces de generar embolsamientos subterráneos,con la caracterización hidrogeológica de acuíferos (Figs.20 y 21).

1.- Columna jurásica: constituye el nivel o piso inferiorafectado por la circulación kárstica. Dada la compaci-dad de las calizas (calizas compactas y calizas dolomi-tizadas), los volúmenes de infi l t ración son más esca-sos.

2.- Columna del Cretácico Inferior: integra los dos nivelessemipermeables del Berriasiense-Valanginiense infe-rior, y el Aptiense-Albiense. Extendidos por todo elnúcleo an t i c l ina l , su importancia, desde un punto devista hidrogeológico, es mucho menos significativa sitenemos en cuenta su composición litológica. No ocu-rre lo mismo si tenemos presente un hecho de primerorden: son series profundamente afectadas por la dis-locación, hasta el punto de convertirse en superficie,en áreas fuertemente afectadas por la disolución kárs-tica; en relación a ello, está perfectamente demostradocómo rocas carbonatadas, que de entrada no poseenuna fuerte porosidad pueden llegar a absorber grandescantidades de agua como consecuencia de procesosfísico-químicos de karstificación (14), en los que juegaun papel esencial la fisuración.

3.- Columna del Cretácico Superior: es esta la serie estrati-gráfica más importante, tanto en volúmenes como enemisiones. Los afloramientos del Cenomaniense-Seno-niense marcan la presencia de estos embolsamientos,con la particularidad de que al W de la bóveda hun-dida como ya se indicó en la evolución litológica delanticlinal, las series del Cretácico Superior con unúnico nivel dolomítico son sustituidas aquí por alter-nancias estratigráficas de dolomías, dolomicritas ybiomicritas. A ella pertenecen lo que los hidrogeólogos

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ACUIFERO JURÁSICO

Fig. 20.- Columnas estratigráflcas de los acuíferos jurásico y cretácico

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han denominado acuíferos de San Jaime, Agres yPinar de Camús, cuya extensión superficial sobrepasala zona de estudio (15).

4.- Columna del Mioceno detrítico (denominación hidro-geológica): se han distinguido tres niveles correspon-dientes al Aquitaniense, Serravalliense y Tortoniense.Se caracterizan por ser capas de muy poco espesor,especialmente los dos primeros. Las calcirruditas tor-tonienses son más efectivas a la hora de la infiltración,especialmente por su tectonización y por ser más poro-sas. Por el contrario, las impermeables de base (Oligo-ceno, Tap 1 y Tap 2) alcanzan unos espesores muyconsiderables.

5.- Columna del Cuaternario detrítico: en este caso losembolsamientos o acumulaciones de agua kárstica,pierden todo significado, ya que no se trata de rocascarbonatadas. Los depósitos cuaternarios son en gene-ral porosos, y sueltos, permitiendo fácilmente la absor-ción de agua. En la columna correspondiente a estaserie se ha representado el más importante de todosellos, perteneciente a la depresión de Muro de Alcoy.Escorrentías subsuperficiales de este tipo las encontra-mos también bajo los depósitos pleistocenos de labóveda hundida y del sinclinal del Troncal, en estoscasos varía la edad del impermeable de base margoso:tortoniense para el primero, y Tap 2 para el segundo. Alser formaciones de piedemonte o zonas deprimidas,tapizan los contactos filológicos entre series permea-bles e impermeables, por los que se efectúa la emisiónde las aguas kársticas, que prolongan su recorrido sub-superficial gracias a otra capa permeable.

En líneas generales, pueden diferenciarse dos tipos deescorrentía hipogea en Mariola. debido a caracteres tectó-nicos y filológicos:

a.- Circulación profunda: ligadas a un proceso kársticoendógeno desarrollado, y que se ve favorecido por el

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Fig. 21.- Columnas estratigráflcas de los acuíferos terciario y cuaternario.

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espesor de las series permeables y la fisuración. A estetipo corresponden los conjuntos calizo-dolomíticocretácico-jurásico, y puede incluirse también elTortoniense.

b.- Circulaciones subsuperficiales: podemos aquí haceruna subdivisión entre:

b. l . - Las que tienen lugar en rocas carbonatadas (seriesAquitaniense y Serravalliense), con capas de muypoco espesor.

b.2.- Las que se producen bajo cubierta detrítica, no car-bonatada: depresión de Muro, Sinclinal del Troncal yBóveda hundida.

Las numerosas surgencias que emergen en Mariola lohacen, la mayoría de ellas, por fisuras, no en vano se haestimado que un 80% de las fuentes kársticas son de dia-clasa (16). No obstante, otras aprovechan para su emisióncavernas o simas, contactos litológicos entre capas per-meables e impermeables, o incluso túneles subterráneoscapturados. Otro grupo suponen las fuentes simples dediaclasa, ya que tienen funcionalidad únicamente en mo-mentos de fuerte precipitación; suelen hallarse al pie decanti les rocosos profundamente diaclasados. de tal modoque las aguas brotan mucho antes de recorrer la masacal i/a.

Parte de todas estas emergencias son permanentes(las menos), la mayoría son temporales, sujetas a un fun-cionamiento estacional y alternante. En el primer caso,porque los niveles piezométricos se mantienen elevados,yen el segundo porque se encuentran situadas en zonasmuy por encima de los niveles subterráneos, o porqueéstos descienden considerablemente en determinadas épo-cas del año.

La existencia de un superávit o no de agua, es decir, deun balance hídrico positivo o negativo, permite demostrarla presencia de acumulaciones hídricas subterráneas, así

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como establecer las oscilaciones de los niveles piezométri-cos, y por tanto la funcionalidad de las formas de emisión.Los balances obtenidos para los observatorios de Agres,Alcoy y Bañeres, incluidos en el apartado correspondientedel capítulo segundo, donde se analizan los rasgos climáti-cos actuales, se convierten aquí en una importante fuentede información.

En primer lugar, un balance positivo para las tresestaciones, al menos una vez al año, está de entrada justifi-cando la emergencia de las aguas en un momento dado.Pero las diferencias se dejan sentir entre el dominio sub-húmedo y seco: en Agres el superávit es de 5 meses, de 4para Alcoy y poco más de 1 para Bañeres, con un déficitmínimo en el primero (3 meses) y máximo en el último(4 meses).

Ello refleja una fachada septentrional (N-NE), en laque abundan los manant ia les permanentes, y una ver-tiente de sotavento donde se pasa a un predominio delas estacionales.

Sin embargo, esto no ocurre así exactamente. Pros-pecciones en el terreno han permitido comprobar cómoaún en los meses de déficit (muy acusado por ser observa-torios continentalizados, especialmente Agres y Bañeres),muchas surgencias son funcionales en el dominio surocci-dental. En efecto, en el mes de septiembre, y sin que sehubiese producido percipitación alguna anteriormente,eran muy numerosas las que todavía proporcionabanaguas tanto a la salida del mismo Bañeres, como en Alcoyo en la proximidad de Agres. Esto permite pensar que lacapacidad de retención de agua de las calizas cretácicassea muy superior a los 100 mm. que establece THORNTH-WAITE, más aún si tenemos presente que dicho mes es elúltimo para los 3 observatorios del período de déficit y portanto, en teoría, debería haberse consumido por completola reserva hídrica.

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Por tanto, y en relación a su funcionamiento, pode-mos distinguir dos tipos de surgencias:

- Permanentes: todas aquellas que tienen relacióncon embolsamientos profundos y muy altos niveles piezo-métricos. En casos muy concretos (reducción volumen deprecipitación, obturaciones de conductos o captaciones) odurante los fuertes estiajes estivales, pueden convertirse entemporales.

- Temporales: a este grupo pertenecen las fuentessimples de diaclasa y algunas otras relacionadas con esco-rrentías subsuperficiales, que funcionan esporádicamentetras prolongados procesos de precipitación.

1.3.2. Principales conjuntos de emergencias

Como ya se indicó, el número de surgencias que bro-tan de Manola es realmente elevado. Por ello, enumerar eincluso cartografiar todas ellas supondría una labor minu-ciosa, y extremadamente costosa, desde el momento enque hemos reconocido la existencia de fuentes tempo-rales.

Por ello, resulta más adecuado realizar una relaciónde conjunto o áreas que por la conjugación de determina-das características locales, generan un "campo" de formasde emisión, coincidiendo en la mayoría de los casos conlas más caudalosas.

Toda una serie de surgencias aparecen alineadas enla cornisa del cierre periclinal NE. El efecto ventana quetuvo lugar con la extrusión jurásica y el deslizamiento delas capas cretácicas superiores, determinó la existencia delíneas de fractura separando dichos escalones, líneas quehan permitido el afloramiento de las aguas: Fuentes de laCasa del Rincón, de la Boronada, Casa Llopis, Casetas...son las más conocidas. Los numerosos pozos de extrac-ción y balsas, nos permiten pensar en una zona de frecuen-tes afloramientos, sobre las series del Cretácico Inferior.

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Más importante que la zona anterior, especialmentepor los volúmenes evacuados, es el área comprendidaentre Alfafara y Agres, que corresponde exactamente conel afloramiento dolomítico del Cenomaniense-Senonien-se. Las descargas de este sistema se caracterizan por locuantioso de sus caudales, destinado a las localidades deAgres y Alfafara, bien para el abastecimiento público, bienpara riegos. Las fuentes más importantes son: Fuente delConvento, la Jordana, y del Barranco de Quiñón y enAgres, Momblanc y Fuente de la Cueva en Alfafara.

A excepción de la Jordana, la del Barranco de Quiñóny Momblanc, el resto corresponde a la categoría de emer-gencias por fisura relacionadas con circulaciones subte-rráneas. La del Quiñón obedece al contacto mecánicoentre las margas miocenas que tapizan el valle de Agres ylas dolomías cretácicas.

La Jordana (o Chordana) es muy conocida en Agres.Se llegó a estimar para ella un caudal de 1501/s (17), hoy nofunciona salvo en momentos de fuertes precipitaciones, esentonces cuando los lugareños hablan de que "la montañase llena de agua", saliendo esta a presión por potentes fisu-ras (ENE-WSW) que afectan al bloque cretácico, dada larápida absorción de las aguas.

Por último, el manantial del Momblanc parte de laSima del Molí Mató o Momblanc. Dicha formación ofre-ce una doble entrada: a modo de sima en la parte superior,y a modo de cueva en la inferior. Anegada casi completa-mente por las aguas hipogeas, éstas encuentran su salidapor la boca inferior. Aunque los volúmenes evacuados noson muy elevados, raramente se seca, manteniendo altoslos niveles piezométricos, por lo que es de suponer quereciba aportes subterráneos por parte de algún canal hipo-geo. La actividad morfológica actual de esta forma de emi-sión es hoy muy importante, por ejemplo pueden obser-varse las actuales precipitaciones de carbonato calcico a lasalida de la surgencia.

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Es muy probable que la corriente emergida fuese enotro momento de mayores dimensiones, partiendo tal vezde la boca superior, tal y como lo prueban los depósitos detoba petrificada que hay en los alrededores del actualmanantial. En definitiva, su funcionamiento hoy res-ponde a las características de "trop-leins"o rebosadero, yaque es una forma kárstica con función tanto ascendentecomo descendente.

Las surgencias que jalonan el cauce del Barranco delToro-Sinc muestran una perfecta alineación en torno a lafractura transversal que atraviesa el anticlinal y que apro-vecha dicho barranco para instalar su red. En efecto, loscontactos mecánicos provocados por la dicha falla asícomo por otras dislocaciones que cortan a la anterior per-miten el afloramiento de determinados volúmenes deagua relacionados tanto con las acumulaciones hídricasde las series cretácicas, como de las tortonienses.

Se trata por tanto, de surgencias de fisura con un claronivel de base situado en el talweg del Toro-Sinc. De entreellas, las más conocidas son la Fuente del Paraest y la delChorrador (o Xorrador).

La primera, situada al N del Montcabré, está clara-mente en conexión con la falla WSW-ENE, que separa elBarremiense-Albiense del Cenomaniense-Senoniense,donde el buzamiento SE de los estratos permite el aflora-miento de las aguas. A unos 720 m. de altitud, y al pie delescarpe de la garganta del Sinc, encontramos la fuente delChorrador instalada sobre una fractura en el paquetetortoniense.

Quizá, la zona donde surgen con más profusión fuen-tes y manant iales esté en la depresión de la bóveda hun-dida. La complejidad tectónica que afecta al Buixcarró yFontfreda es la causante de gran parte de las numerosassurgencias de esta zona. En torno a los 1.000 m. de altitud ycon una litología cretácica, las fallas escalonadas con hun-dimiento y buzamiento de los estados hacia el centro de la

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Foto 15.- Manantial de la Jordana. Paquete dolomítico con fracturas longitudina-les aprovechadas por las aguas de infiltración para aflorar en momentosde fuertes lluvias.

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Foto 16.- Deposición acutal carbonato calcico (columnas estalagmíticas) en elmanantial del Momblanc.

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depresión, a consecuencia del desplome de la cúpula anti-clinal, facilitan la surgencia de conocidas fuentes ymanantiales, como los de la Fontfreda, y Sumaoret, cuyostopónimos nos están indicando el fluir de las aguas.

Las fuentes que encontramos en el límite que indica elhundimiento se producen por un contacto mecánico quepone en comunicación las series cretácicas con los depósi-tos que recubren la depresión (Tortoniense y MiocenoInferior). De entre ellas, una de las más importantes es laFuente Cueva Ibáñez o Font de la Coveta, consideradocomo el auténtico nacimiento del Vinalopó, y que relacio-nada con fuertes caudales subterráneos procedentes delCretácico dolomítico se estima su caudal en 40 1/s (18).Similares características de contacto mecánico ofrecen lassurgencias de la Casa Nones y las del Barranco del Albirt yCasa de la Solaneta, cuyas aguas proceden de canales pro-fundos del Cretácico Superior del Cerro de San Jaime, y delas series inferiores Valanginiense-Albiense al NE deBañeres, respectivamente.

Por último, en el centro mismo de la depresión, losafloramientos obedecen en su mayoría a contactos litoló-gicos entre el depósito cuaternario superior y las margasimpermeables de base. Estas aguas proceden de las des-cargas por contacto mecánico de la periferia del hundi-miento, que aprovechando una capa permeable circulanpor ella aflorando allá donde el Pleistoceno ha sido exhu-mado; entre ellas los manantiales y fuentes de la Masía ElAltet, Casa las Monjas, Casas Domínguez...

Directamente relacionada con el sector de la bóvedahundida, en las proximidades de Bañeres, y en área com-prendida entre el Cementerio Viejo y Nuevo, afloran unamedia docena aproximadamente de fuentes en una super-ficie que no alcanza los 400 metros cuadrados. Es difícilprecisar hasta que punto son todo sugerencias naturales ocaptaciones antrópicas. No obstante, la favorable e in-tensa dislocación de los bloques calcareníticos del Cretá-

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cico Inferior, y de los buzamientos, pueden responder a supresencia aquí.

Otro conjunto importante de sugerencias se localizaen el área comprendida al S del Pía de Giner, Las Cante-ras y El Baradello, hasta el cauce del Barchell. Brotanaquí, entre otras, las fuentes de la Casa del BaradelloGelat, Más del Sargento, Casa el Puñal y sobre todo, lafuente del Baradello.

Salvo esta última, el resto debe su afloramiento a con-tactos litológicos discordantes entre series permeables eimpermeables, concretamente calizas del Mioceno Infe-rior, margas Tap 2, calcarenitas serravallienses - margaslanghienses, respectivamente.

Por su parte, la fuente del Baradello brota en plenodepósito margoso muy probablemente debido al efecto deuna fractura interna que afecte al estrado permeable Serra-valliense. Sus aguas fueron utilizadas para el riego de unamplio sector, construyéndose numerosas balsas, abreva-deros y canalizaciones, ya que su caudal se llegó a cifrar en185 1/s. (19). Hoy se encuentra seca, y dichas instalacionescompletamente abandonadas. La poca pureza de la calizaserravalliense se presenta como la causa más probable deeste hecho, ya que al circular por ella las aguas infiltradasvan progresivamente disolviendo, dado su contenido enácido carbónico, generando así un elevado volumen dematerial insoluble (impurezas), que en algún momentohan podido obturar los conductos y evitar los afloramien-tos de agua. Otra posibilidad sería un derrumbamiento delestrato margoso superior al ser socavado el Serravalliense,de tal modo que el primero formase una especie de murode contención que obligase a una derivación del flujo sub-superficial. Captaciones de aguas subterráneas más arribade la surgencia o un trasvase de éstas a otro embolsa-miento hipogeo, no pueden ser totalmente descartadas,desde el momento en que ninguna hipótesis está pro-bada.

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Por su parte, los depósitos cuaternarios de piede-monte, constituyen también, cuando entran en contactocon las margas de base, óptimos puntos de emergencia. Asíocurre, en la depresión de Muro y en el sinclinal delTroncal.

En la primera, los afloramientos suelen producirsecasi en el mismo cauce del Serpis, y su destino es funda-mentalmente el abastecimiento público de Muro y el riegode unas cuantas huertas próximas. Una excepción suponeel manantial que brota en el propio casco de Cocentaina,quizá favorecido por la construcción, en su momento, dela edificación en la que hoy fluye dicho manantial. La per-foración de la capa detrítica, menos potente aquí por encon-trarse muy próximo el knick, facilita su salida al exterior.Gracias al importante caudal que evacúa, sus aguas sonaprovechadas para el consumo humano de la localidad,abrebvadero y lavadero.

Un caso muy particular son las surgencias del sincli-nal del Troncal. Aquí, la superficie cuaternaria no formaun manto continuo, al igual que en el caso anterior, sinoque sus .depósitos, muy irregulares, forman manchonesaislados y constantemente interrumpidos por las margasdel Tap 2. El trasvase de aguas profundas procedentes delAlto de Soterrani, y Alto de la Replana (flanco S de Ma-nola y a su vez del bloque dolomítico del Cretácico supe-rior), se realiza por bajo de una capa detrítica poco per-meable en superficie, ya que presenta un encostramientocalcáreo. En aquellos puntos en que dicha capa entra encontacto con el sustrato impermeable, afloran las aguas.En efecto, el área comprendida entre el piedemonte y laorilla derecha de la comarcal 3313, que conecta Alcoy yBañeres, está surcada por casi una docena de surgencias,como las fuentes de la Casa la Borra, Casa Don Jorge, CasaChirillén Viejo, Casa Cap de Pía...

Por su caudal hay que destacar el sector situado entreMás de Miró, y el manantial del Barchell, cuyo nivel de

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base es ahora el talweg del Barranco de Bocairente. Si lassurgencias situadas más al NW obedecen a ese contactolitológico no ocurre lo mismo al SE, donde el propio ma-nantial del Barchell aflora del mismo paquete margoso,muy probablemente esté actuando en este caso una dislo-cación profunda. Este manantial, considerado como elauténtico nacimiento del Barchell, está situado justodonde éste recibe las aguas del Barranco de Bocairente(por otro lado, muy escasas), y su caudal ha sido estimadomás recientemente en 60 1/s (20), si bien antes era muysuperior. De todos modos las que hoy se recogen son apro-vechadas para el riego, por lo que no llegan al caucedel Barchell.

El mosaico de las formas de emisión debe comple-tarse con la referencia a aquellas directamente vinculadasa zonas de disolución superficial, bien porque conser-van éstas altos niveles freáticos, bien porque el retrocesoen cabecera de un pequeño cauce ha llegado a capturar untúnel subterráneo, situado en la salida de dicha zona.

Las primeras son reconocibles fácilmente por su posi-ción y generalmente son hoy funcionales; entre ellas, des-taca sin duda la de la Foya Ampia (otras han sido citadasya en la descripción del karst externo).

El segundo tipo es más característico por las formasque genera. Un retroceso en cabecera puede alcanzar untúnel subterráneo, formando allí un pequeño circo calcá-reo, con escarpe en ocasiones pronunciado, que sería larepresentación en este dominio de lo que, en la relaciónmorfología/circulación de las aguas en las masas rocosas,se conoce como "bout du monde" o fondo de saco, pero porsupuesto de dimensiones muy reducidas. Ejemplos carac-terísticos son las calizas de las zonas de disolución ElsCornelias y Tosal Redó, donde los escarpes son algo máspronunciados y donde en efecto se localiza una surgencia.En la alineación Buixcarró-Fontfreda encontramos enca-jamientos de este tipo, pero donde no parece que se ha con-

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seguido capturar el canal hipogeo y en consecuencia, nohay salida de las aguas; así ocurre en las zonas del Somo,El Escorial y Casa Eixar.

Hay que reconocer que este estudio ha dejado en eltintero muchas otras emergencias, cuya referencia aisladallegaría a convertirse en una tarea larga y costosa. Porejemplo, las fuentes de Mariola (muy conocida), Mas deisAbres, de la Tasa, de la Foyeta Fuma..., incluso la de SanCristóbal, cuya salida se realiza de una forma espeleoló-gica (cueva de San Cristóbal), en otro tiempo mucho máscaudalosa, y cuyo manantial daba nacimiento a unpequeño barranco que descendía hasta Cocentaina.

1.3.3. Recursos y aprovechamientos hídricos subterráneos

A la vista de lo anterior, estamos en condiciones deconsiderar a Mariola como una gran cuenca de recepciónde aguas, que le proporciona un importante volumen hí-drico subterráneo. En contrapartida a la sequía del ámbitomediterráneo, y en especial a la estival, éste supone impor-tantes aportes superficiales.

En líneas generales, muy bien provista, en condicio-nes naturales, de formas de emisión, en Mariola prospec-ciones y sondeos, para un estudio hidrogeológico, se redu-cen al máximo.

BAYO DALMAU (21) distingue entre sistemas hipo-geos en régimen influenciado, y en régimen natural. Encondiciones naturales existe un equilibrio entre la canti-dad de agua que reciben, y la que se emite, es decir, que lasentradas y salidas al sistema son iguales. Sin embargo, elcada vez más acuciante problema del agua ha arrastradoal hombre a alterar el régimen natural, influenciado consus obras de captación y regularización, tanto las entradascomo las salidas, siendo esto último lo más frecuente.Aparte de las consecuencias negativas que ello ha podidocrear, es indudable que ha permitido un mejor conoci-miento de las aguas subterráneas.

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Así pues, y en esta línea, en Mariola el régimen deaprovechamiento de la riqueza hídrica que le ofrece elsubsuelo, no es excesivamente intenso, de tal modo que lasreservas son aún importantes. Salvo algún pozo abiertocon objeto de abastecer a un núcleo de población, la canti-dad de salidas naturales permiten su utilización. A gran-des rasgos, predominan los aprovechamientos puntuales,es decir, todas las fuentes y manantiales riegan el campocontiguo o abastecen la casa próxima. En cierta medida,las emergencias han sido regularizadas mediante la insta-lación de caños, construcción de múreles de piedra, cana-lizaciones, balsas encargadas de recoger y distribuir lasaguas...

No obstante este tipo de aprovechamiento hace quemuchos de los recursos se pierdan, en especial a través delos ríos Serpis y Vinalopó, planteándose la necesidad deuna más adecuada explotación.

En resumen, la abundancia en agua convierte a Ma-riola en un dominio montañoso que ha sido, y está siendoprofundamente invadido por el hombre, y por tanto modi-ficado tanto por la construcción de urbanizaciones comopor la puesta en cultivo de amplias extensiones.

2. Red fluvial karstica

El anticlinal de Mariola es considerado como uno delos núcleos hidrográficos más importantes de la provincia.Nacen en él dos importantes ríos autóctonos, el Serpis y elVinalopó, que partiendo desde las zonas más elevadas,son redes con un claro origen kárstico, especialmente encabecera. Este hecho alcanza su máxima expresión en elBarranco de Bocairente, tributario del Serpis y auténticonacimiento de éste, donde la procedencia kárstica de susaguas queda fuera de toda duda (22).

De este sector arrancan también importantes afluen-tes del Serpis, como el Río de Agres y el Barranco del Sinc,éste último junto al de Bocairente y Acequia Mayor son las

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redes hídricas que se reparten el área montañosa, objetode análisis en este trabajo, y que por ello son las que cen-tran el máximo de atención.

En líneas generales, son redes transversales a la estruc-tura (salvo en la Acequia Mayor) y cuya disposición estáligada a la tectónica y a la dirección de las fracturas.

La cuenca del Barranco del Toro-Sinc,con nacimien-tos a 1.140 m. de altitud y la más oriental de ellas, aprove-cha para su instalación una profunda fractura que derivasu rumbo en dirección SE cuando abandona el núcleo cre-tácico y penetra en el surco periférico, aproximadamente alos 840 m. de altura. La cabecera de esta red está afectadapor un intenso proceso de disolución, área conocida comoFoya Ampia, desde donde parte el Barranco del Toro.

La cuenca central, al W de la anterior, corresponde alBarranco de Bocairente. El control estructural es tambiénaquí intenso, predominando los valles cortos, fruto de laperfecta adaptación al sistema de fracturas que domina eneste tramo de bóveda (bóveda triturada).

Es ésta una cuenca de mayor extensión, donde el pro-ceso de disolución y desorganización de la red alcanza lamáxima importancia. Su cabecera, a unos 1.000 m. de alti-tud, está ocupada por los poljés deis Abres y Maset Nouque desvirtúan considerablemente la circulación superfi-cial del sector (endorreísmo, sumideros, pérdidas, surgen-cias). A partir de los 880 m., en el Rincón del Cerezo se hacevisible el inicio del encajamiento. En dirección sur lascorrientes que afluyen a él por ambas márgenes están afec-tadas por la karstificación en su tramo inicial, mientrasque el cauce principal recibe pequeños aportes de fuentesabiertas en su propio talweg. A la altura del km. 5 de lacomarcal 3313, este barranco y el manantial del Barchelldan nacimiento al río del mismo nombre, que en la ciudadde Alcoy pasa a denominarse Serpis, tras la unión de aquélcon el Polop, Sinc y Molinar.

Por último, la red occidental pertenece a la cuenca

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hidrográfica del Vinalopó. La divisoria de aguas entre éstay la cuenca del Serpis, que ocupa el resto del anticlinal,coincide plenamente con la separación estructural entre labóveda hundida y el resto de la cúpula. La Acequia Mayor,como nacimiento del Vinalopó, encuentra su origen tantoen las surgencias situadas en torno a la Casa Budín yFuente Cueva Ibáñez, como en un importante sector dedisolución septentrional que engloba las zonas del Tejardel Sapo y Casa y Cerro del Mingalet.

El interés que en este trabajo despierta la influenciade la actividad kárstica en la alteración de la red hídricahace que a esta útlima cuenca se le preste una menor aten-ción, desde el momento en que las otras dos ofrecen mejo-res ejemplos de desorganización en su trazado.

La funcionalidad actual de estas redes es muy esporá-dica; la intensa infiltración, especialmente en tramos altos,impide la libre circulación de las aguas. Tan sólo los seg-mentos principales recogen un pequeño volumen querápidamente desaparece por evaporación y, más aún, porel profundo aprovechamiento que se hace de estas aguas.En concreto, el río Barchell hasta no hace mucho aún ori-ginaba un pequeño riachuelo que se precipitaba por elfrente de falla del Salt; hoy está completamente seco, de-bido principalmente a la desviación y utilización del cau-dal que aportan el Barranco de Bocairente y la Fuente delBarchell en su punto de conexión destinado al riego decultivos próximos en el extremo oriental del sinclinaldel Troncal.

2.1. Caracteres morfo métricos y desorganización de la red

Una primitiva red instalada tras el cese definitivo dela actividad tectónica ha sido desvirtuada y desorganizadapor la karstificación. A partir del inicio de este proceso, laevolución de la escorrentía superficial y de la subterráneano pueden separarse, ya que los cambios climáticos, y en

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especial por lo que se refiere a la pluviometría, condiciona-ron el cese de una de ellas y la aceleración de la otra.

La principal consecuencia de este proceso ha sido laexistencia de unas redes hídricas completamente desorga-nizadas, sobre todo en cabecera, con complejos procesosde avenamiento, capturas, retrocesos y pérdidas.

El estudio morfométrico de las tres cuencas que sereparten el espacio objeto de análisis se ha orientado conel fin de resolver precisamente cuestiones concernientes aesa falta de jerarquía, es decir, al predominio de una reddesconectada. La cartografía de las áreas y depresiones delkarst superficial (vid. Fig. 17) permite demostrar con clari-dad la existencia de redes desorganizadas, especialmenteen cabecera. Se puede así indicar para cada una de lascuencas las siguientes características:

- Cuenca del Barranco de Bocairente: en ésta, la desor-ganización está íntimamente vinculada al máximo desa-rrollo de la disolución exokárstica, especialmente en eltramo de cabecera, que coincide con el campo de dolinasal S del Alto de Mariola, y con los poljés septentrionales;así como en cabecera del Barranco de la Foyeta y ramalmás oriental del Barranco de la Tasa. La mayor redondezde la cuenca obedece en este caso a un mínimo de pen-diente y mayor acción morfométrica fluvial (retrocesos).

- Cuenca del Barranco del Toro-Sinc: la desconexiónse realiza sólo en cabecera, a partir de la Foy a Ampia la redestá perfectamente enlazada, con predominio de los vallescortos fruto de la adaptación tectónica. Aquí, la escorren-tía está condicionada por los elevados índices de pen-diente e infiltración.

- Cuenca de la Acequia Mayor (no se incluyen losBarrancos de la Menora, Finareis y Ulls de Cañáis, objetode otros trabajos): en este caso la desconexión de la red esmenos importante, y más que obedecer a una disoluciónsuperficial enlaza con el contacto mecánico entre las se-ries cretácicas de las alineaciones circundantes al hundi-

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miento y la propia depresión, donde la existencia de undepósito cuaternario posibilita una escorrentía subsuper-ficial evitando, en cierto modo, el encajamiento superfi-cial. Por lo demás, el desarrollo de la red está condicio-nado por la fracturación coetánea al hundimiento.

El detallado análisis morfométrico de las cuencas y laobtención con ello de cifras comparativas, recogidas en elCuadro XVIII, permiten igualmente establecer no sólodiferencias sino también los rasgos definidores para cadauna de ellas, rasgos en estrecha conexión con la morfolo-gía kárstica.

La referencia a variables iniciales, especialmente porlo que se refiere al orden alcanzado por la red y el númerode cauces correspondientes a los segmentos menores alu-den de entrada a esa mencionada desorganización hí-drica. Al respecto, más adecuada resulta la combinaciónde variables de tal modo que la razón de bifurcación, o leydel número de cauces, indica la preponderancia de cana-les orden 1 en relación al resto, sobre todo el Barranco deBocairente. Este hecho está vinculado a la adaptación tec-tónica de los segmentos en la bóveda triturada así como ala existencia de áreas de disolución que dificulta la cone-xión, y por consiguiente impiden que se dé un cauce deorden inmediatamente superior.

Otro de los parámetros, interesante, es la Densidad dedrenaje. En las tres cuencas el valor obtenido es elevado ycon muy pocas diferencias entre unos y otros (0,75 de dife-rencia entre el máximo y el mínimo). Si se considera queesta variable depende de la fitología, infiltración y cober-tura vegetal el balance debiera ser favorable a la hora deobstaculizar el desarrollo de la red, sin embargo esto no esasí, ya que la fracturación se convierte en factor de unmayor peso que los anteriores.

La pendiente del canal principal pone de manifiestola gran diferencia que en este aspecto ofrecen las cuencasdel Toro-Sinc y Bocairente, con un 53,95/°/00 para la pri-

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caracter

cuaexviii

mera y un 15,25/°/00 para la segunda, causa que justificaen ellas el máximo de desarrollo de la disolución profunday superficial respectivamente. En estrecha relación coneste valor, deriva la Razón de relieve, según la cual a mayorvalor de ésta mayor pendiente y sectores más accidentadosestructuralmente (Toro-Sinc = 0,085, Bocairente = 0,043).Entre la razón del relieve y la densidad de drenaje puedeestablecerse una relación inversamente proporcional, yaque las facilidades de instalación son más elevadas graciasa los efectos tectónicos (mayor razón de relieve y menordensidad de drenaje).

Por último, la Razón de elongación determina elgrado de redondez de una cuenca, cuanto más cerca estéese valor de 1 más redondeada es ésta; el valor inferiorcorresponde en efecto a la cuenca del Bco. del Toro-Sinc(0,46). En general se admite que la mayor elongación deuna cuenca está relacionada con la existencia de un sus-trato resistente o impermeable y con una alta razón derelieve (23), es decir que influyen activamente determi-nismo estructural y roquedo. La influencia de ambasvariables en la cuenca del Toro es tal que sería necesariouna velocidad de corriente menor para que se intensifiquela actividad erosiva de esta red.

2.2. Los valles karst icos

En la red hídrica de Mariola pueden identificarsevalles de neta componente estructural y de otros en los queaún siendo decisivos el control tectónico interviene tam-bién de forma importante los encajamientos y disecciónde las calizas. En definitiva, ambos grupos confieren aaquélla una clara configuración kárstica.

Entre los primeros, son reconocibles actualmentevalles secos, formas heredadas pleistocenas, momentoéste de la instalación de la red primitiva, pero con unintenso funcionamiento durante el Cuaternario. A este

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tipo corresponde la mayor parte de los canales en las trescuencas, cauces que se vieron sometidos a la desorganiza-ción de su trazado por efecto de la disolución. Morfológi-camente son valles en forma de V, profundos y en algunoscasos encajados, de fondo pedregoso. En momentos deintensificación de la escorrentía superficial, han atrave-sado las áreas de disolución encajándose las aguas sobreun material fácilmente erosionable (arcillas) dando lugara valles de perfil en media caña.

Pero en regiones kársticas más interés suscitan losdenominados valles ciegos y en fondo de saco.

Los valles ciegos son cauces por lo general alóctonos.Provienen de áreas impermeables que al penetrar enregiones calcáreas se pierden por contacto con materialesmuy permeables. Si atendemos estrictamente a esta defini-ción no pueden ser identificadas estas formas en ningunade las cuencas analizadas. No obstante, es muy frecuenteque en valles que desembocan en dolinas o formas mayo-res de disolución desaparezca bruscamente su encajona-miento y no sea identificable una escorrentía superficial,haciendo suponer que exista en este punto de contacto unaimportante infiltración. Esto ocurre en la mayoría de lascabeceras karstificadas, donde antiguos valles pleistoce-nos se convierten en ciegos (Foya Ampia y poljés del Bco.de Bocairente).

En cierto modo relacionado con lo anterior, son aque-llos pequeños cauces, de corto recorrido, que pierden susaguas directamente en un sumidero o avene, antes inclusode llegar a organizarse. Es éste un caso comparable a loque se conoce como "pérdidas" y que tiene singular reso-nancia en regiones kársticas (boca de entrada a la Cova delVinalopó y Sima de la Sorpresa).

Finalmente, los valles en fondo de saco obedecen aretrocesos en cabecera, vinculados a la actividad erosivade las aguas epigeas, que han generado, en procesos muyazanvados, valles terminados en un circo calcáreo, al pie

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del cual brota una surgencia kárstica. Es este el caso de lasdolinas de Els Cornelias y Tosal Redó donde los retrocesoshan capturado un modesto canal subterráneo originandofondos de saco poco espectaculares.

2.3. Acción morfológica fluviokárstica

La acción morfológica fluvial de la red se ha orien-tado en una doble vertiente: por un lado ha actuado comoagente de modelado kárstico, en otras ocaciones ha estadoligado a sistemas erosivos de otra índole. Pueden distin-guirse así: una acción fluvial no kárstica y una acción flu-vial kárstica, ligada esta última a la presencia de un ro-quedo calizo y a unas aguas cargadas de ácidos corrosivos,sin olvidar el papel que desempeñan la tectónica y la dislo-cación de bloques.

En Mariola, no faltan ejemplos de incisiones fluvialesverticales sobre materiales calizos, que dan lugar a vallesencajados y gargantas más o menos escarpadas. De todosmodos, .no puede hablarse en ningún momento de caño-nes kársticos puros, ya que la intervención de otros facto-res (estructurales, litológicos, alternancias climáticas, re-gresiones marinas) han interferido en el proceso (24) y exa-gerado las formas, en especial por la incisión que en unprimer momento realizan aprovechando fisuras iniciales.

Así pues, el resultado ha sido la existencia de profun-dizaciones lineales y encajamientos sobre fracturas queafectan al paquete calizo. En los casos que dicha actividadha sido más intensa, se han generado pequeñas gargantas,y en tan sólo un caso puede hablarse de una auténticadepresión fluviokárstica.

A esta actividad habría que sumar también los retro-cesos en cabecera de valles que en su avance llegan a deca-pitar formas cerradas, sirviendo de conexión entre dosdolinas (Casa Capito, poljé oriental, ramal occidental delBarranco de Bocairente), o incluso capturar canales subte-

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rráneos todo ello propio de regiones en las que se handesarrollado paralelamente karstificación y red fluvial.

2.3.1. Débiles encajamientos sobre calizas

Este tipo de incisión va asociado a un incremento dela velocidad de las aguas, basado por lo general en desni-velaciones de bloques (Fig. 31). Los barrancos que des-cienden del flanco septentrional hacia el valle sinclinal deAgres entre esta localidad y Alfafara, ofrecen algún pe-queño encajamiento a consecuencia de la elevada pen-diente que han de salvar; entre ellos, el del Momblanc es elmás característico. El encajamiento se realiza sobre dolo-mías y es frecuente que se comprueben escalones tectóni-cos que aportan más agresividad a las aguas; la actividadmecánica es muy intensa (rocas pulidas especialmente).

También en el Barranco de Bocairente se han carto-grafiado profundizaciones de muy poca importancia, dadala débil pendiente de este canal, sobre litologías dolomíti-cas (Partida del Cerezo) y calcirruditas tortonienses (al surdel Pía de Giner). En ambos, la existencia de un bloquehundido ha sido la causa del encajamiento, que en el pri-mer caso deja huellas de la actividad mecánica.

Este mismo proceso es el origen de ahondamientosepigenéticos sobre biomicritas senonienses, que realiza elBarranco del Toro al E del Tosal Redó sobre bloques ele-vados tras la fracturación y hundimiento de un paquetedolomítico.

El flanco meridional de Mariola, hacia el sinclinal delTroncal y en el contacto entre la bóveda cretácica con elsurco periférico, en las proximidades del diapiro de SanCristóbal, son dos zonas afectadas por una idéntica pro-fundización de barrancos, que han tenido que salvar lapendiente encajándose. Este proceso ha sido más intensoen el Alto de Soterrani, donde la erosión ha individuali-zado bloques configurando un relieve en facetas trapezoi-dales; mientras que en el primer caso, los barrancos no

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llegan a tener la suficiente fuerza como para cortar com-pletamente las biomicritas, conservando así frecuentessaltos.

2.3.2. Depresiones fluviokársíicas mayores

La garganta del Sinc, en las proximidades de Alcoy,destaca más por su espectacularidad que por su interésmorfokárstico. No es que en ella las manifestaciones deeste tipo sean poco importantes sólo que no tanto como sele ha pretendido atribuir. Paredes totalmente verticales demás de 200 m., regularizadas por depósitos en algunospuntos, con un cauce que en el máximo estrechamientoapenas supera los 2 m., y conservando un típico perfil en Vmás abierto en su extremo superior que la base, son rasgosque se han considerado como representantes de un autén-tico cañón kárstico. Esto no es realmente así; una pro-funda y potente falla corta las calcirruditas tortonienses deLa Mola, fractura que ha aprovechado este barranco parainstalar su cauce, y ahondar sobre la roca. El aspecto queofrece hoy, aparte de sobrecogedor, permite identificar laacción de la karstificación-meteorización en las paredesdel encajamiento y de la acción mecánica de unas aguas agran velocidad en el suelo del cauce. Las vertientes presen-tan restos de cavidades y pequeñas oquedades que se ali-nean siguiendo las diaclasas; la meteorización ha permi-tido la formación en la parte alta de cuevas y nichos de dis-gregación, al ser disuelta la matriz calcárea, que en algúncaso asemejan a taffonis (25).

Más interesante desde un punto de vista genético, es lapequeña garganta del Barranco de Ferri, pequeño caucecuya cuenca se sitúa al E de El Baradello y desciende haciala ciudad de Alcoy con el nombre de Barranco de la Fuen-te. Aquí la actividad morfogenética de las aguas ha sidomuy intensa especialmente por la velocidad que éstasadquieren. Una red de fracturas ha sido la encargada decanalizar la escorrentía; el punto de contacto entre ambas

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Foto 17.- Oquedades y nichos de disgregación en las paredes verticales delBarranco del Sinc.

Foto 18.- Garganta del Barranco de Ferri.

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es precisamente el inicio del encajamiento, donde la fuerzaagresiva de las aguas ha lamido los bordes agudizandouna forma embudiforme cuyo canal de desagüe es precisa-mente la garganta. A 850 m. sobre calcirruditas, el encaja-miento no alcanza más de 200m. de longitud y con unaanchura máxima de 80 m. Sobre su margen izquierda esposible observar restos de cavidades freáticas, la mayor delas cuales alcanza 8 m. de altura por 9 de anchura, y dondelas aguas han profundizado hacia el interior unos 16 m.(26). La velocidad que adquiere la corriente a la salida de lagarganta ha pulido completamente el fondo del cauce y haexcavado grandes marmitas.

La depresión del Barranco del Molino, al N y E deAgres en el paraje de El Convento, es la única forma fluvio-kárstica en la que ha podido comprobarse un origen muchomás complejo. Esta red está formada por la confluencia delos ramales que bordean El Convento de Agres, a cuyo piese realiza la conexión. En ambos, se observa la actividadcíe las aguas corrientes que han abierto en la parte alta y elfondo del cauce oquedades y corredores. En su génesis hayque apuntar una doble actividad:

- El encajamiento y progresivo hundimiento epige-nético de un curso subaéreo, más claro en el ramal orien-tal, que ha dejado en el tramo superior de su vertiente Emagníficos ejemplos de marmitas (cueva de L'Orella. topó-nimo que alude a su forma).

- El retroceso en cabecera del barranco instaladosobre las margas del sinclinal que, salvando escalones tec-tónicos y justo en el contacto mecánico con las dolomíascretácicas, captura un canal subterráneo. El cambio denivel de base origina una gran inestabilidad de la cúpulaque finalmente cede (sobre todo por la poca resistenciaque ofrecen las dolomías a las presiones) y termina porhundirse. En el cauce occidental, a la derecha de la carre-tera que une Agres con El Convento, pueden observarse

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Fig. 22.- Depresiones fluviokársticas mayores.

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los conductos y corredores fruto del zapamiento lateral dela corriente subterránea.

Así pues, se admite aquí la existencia de una dobleescorrentía subaérea y subterránea, en cualquier caso estaú l t ima muy próxima a la superficie, lo que ha facilitado eldesplome de la cúpula. La visión de conjunto que propor-ciona la fotografía aérea permite indicar otros rasgos queaportarían pruebas a esta hipótesis: por un lado, la mismainclinación y dirección SW de los estratos, especialmenteentre el cauce oriental y el pináculo que separa ambascuencas, donde se instala El Convento; y en segundo lugar,puede verse el inicio del hundimiento, el escarpe o escalónque marcaría el tramo superior del desplome, mucho másneto en el segmento W. ya que en el otro la vegetaciónimpide ver con claridad. Un recorrido por los cauces deambos barrancos permite observar escarpes caóticos, corre-dores, desplome de bloques inestables, especialmente enel tramo oriental, de fondo muy pedregoso (mayor pen-diente topográfica) y donde pueden verse pináculos dolo-míticos y desprendimientos que modelan sus paredes yfondo.

2.3.3. Saltos hidrográficos y cascadas

En ocasiones, la potencia erosiva de la corriente no eslo suficientemente fuerte como para cortar y encajarsesobre un frente de falla, es decir, que la potencia y la cohe-rencia del material sobrepasa a la potencia de la corriente.Entonces, las aguas se precipitan formando saltos o casca-das, según sean de menor o mayor entidad respectiva-mente.

Este tipo de saltos es muy frecuente en la red que des-ciende de la Fontfreda y Buixcarró hacia la depresióndebido al escalonamiento de fracturas, si bien son de muypoca consideración.

Más importantes son los saltos hidrográficos que ensu momento provocaron el río Barchell y los Barrancos del

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Foto 19.- Cova de L'Orella, cavidad fluviokárstica en la margen derecha delBarranco del Molino.

Foto 20.- Disolución lateral de la antigua corriente subterránea del Barrancodel Molino.

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Sinc y Molino; en todos ellos se instalaron fábricas queaprovechaban el agua como fuerza motriz: el molino situa-do junto al escalón tectónico, contacto litológico, en elbarranco del mismo nombre; o el conocido como Molí delXorrador (Molino del Chorrador) a la salida de la gar-ganta del Sinc. Mucho más conocida es la cascada que ensu día originaba el Barchell al no poder cortar las calizaspararrecifales paleocenas, lo que permitió la instalaciónde varias fábricas de tejido y papel, convirtiéndose el Salt-Saltierra (topónimo indicativo del salto hidrográfico) enuno de los núcleos fabriles más importantes de Alcoy (27).La escasa pendiente del tramo superior y la abundantevegetación favorecieron la deposición durante práctica-mente todo el Cuaternario de un importante espesor detravertino, que exagera aún más el de por sí espectacularfrente de fallas.

3. Evolución kárstica

3.1. Ciclo gen ético -evo lu tivo

Siempre se plantean serías dificultades a la hora deestablecer cronologías e intentar relacionar fenómenos,en especial por lo que se refiere a la morfología kárstica,desde el momento en que la evolución superficial y subte-rránea de ésta no es paralela en el tiempo.

Es generalmente admitido que el proceso de karstifi-cación en las zonas mediterráneas no ha cesado desde eltérmino de las fases alpinas, viéndose favorecido por pul-saciones climáticas de distinta índole (frío-húmedas, sub-tropicales, mediterráneas cálidas...). Durante el Terciariouna fase de emersión, después de una transgresión podríaexplicar la existencia de superficies paleokársticas. Laalternancia de períodos cálidos-húmedos y fríos-secos enel Cuaternario suponen serias anomalías en la continua-ción del ciclo; los cambios del nivel marino durante lasglaciaciones determinan importantes consecuencias en elnormal desarrollo morfológico.

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Foto 21.- Perspectiva del Salt y antiguos emplazamientos fabriles.

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En líneas generales, en el proceso de karstificacióninfluyen positivamente tanto las fases climáticas cálidascomo las frías, siempre y cuando las condiciones de hume-dad sean óptimas. Al respecto, la evolución morfogenéticakárstica se efectúa bajo un régimen biostático de caracte-rísticas forestales, al que le corresponde un proceso dedisolución bajo cubierta.

Los períodos de degradación de la cobertera vegetal,períodos rhexistáticos, van ligados a la denudación delkarst por torrencialidad y acumulación de térra rossa (28).Del mismo modo, la interferencia de períodos secos yperíodos húmedos supone la combinación de formas flu-viales y formas kársticas. En este sentido, tal y como seindicó, la evolución de la morfología kárstica en zonasmediterráneas no puede separarse de la evolución hidro-lógica superficial (29).

El primer problema que se plantea es el de precisarcuándo comienza la ablación, y si se conservan huellas deella. No obstante, la pronta estructuración y elevación delnúcleo cretácico hacen que éste se viese constantementesometido a los procesos de emersión durante el Terciario,convirtiéndolo en un área fácilmente afectada por los pro-cesos de denudación continental, tal y como lo pruebanlas series continentales interpuestas entre las marinas. Enefecto, en ocasiones hay que recurrir a criterios sedimento-lógicos para poder determinar la existencia de herenciasmorfoclimáticas: la justificación de procesos kársticosanteriores al Cuaternario exige la necesidad de un análisisestratigráfico y litológico de los depósitos continentales; laedad de éstos permitiría datar con una cierta aproxima-ción dicho fenómeno.

Para ello, lo más adecuado en un principio, es estable-cer un balance entre las regresiones y transgresiones mari-nas que afectan al núcleo orográfico de estructuraciónfmi-mesozoica, y que incluye los niveles cretácicos y jurá-sicos. El resultado es el siguiente:

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- Cenomaniense-Campaniense: transgresión (dolo-mitización).

- Campaniense superior-Maastrichtiense (finales delCretácico): inicio de una gran regresión.

- Paleógeno: regresión.

- Mioceno Inferior-Medio: pulsaciones transgresi-vas, con progresión SSE-NNW, que culmina en lagran transgresión del Tortoniense.

- Fase finitortoniense: definitiva retirada del mar.

Los datos anteriores nos revelan dos momentos espe-cialmente propicios para el desarrollo de superficies kárs-ticas: a finales de la Era Secundaria-Paleógeno, en la quese combinan emersión y óptimas condiciones climáticas(clima de características subtropicales); una segunda fassería la iniciada a finales del Mioceno y que abarca todo elCuaternario, fase sometida a los efectos de las crisis climá-ticas glaciares. Antes de ellas, y aún antes de la estructura-ción del bloque cretácico, la regresión del Albiense supe-rior facilita el ataque corrosivo sobre las series carbonata-das del Neocomiense-Albiense. Las arcillas rojas fruto dela descalcificación de éstas, componen la denominadaFacies Utrillas.

De todos modos, la última gran regresión, unido a unclima cálido y húmedo, seguido de otros períodos tambiénaptos explicarían, en mayor o menor medida, el ininte-rrumpido proceso de karstificación hasta la actualidad,aún cuando la intensidad de dicho proceso haya sido muydesigual en función de las distintas fases climáticas.

DUMAS (30) hace hincapié en la intensa ablaciónque niveles jurásicos y cretácicos sufren a consecuencia dela retirada del mar. No obstante, aún cuando se reconocenhuellas de aplanamientos kársticos, su comprobaciónrequiere estudios mucho más profundos. BRINKMANN(31) llega a afirmar que el aplanamiento que afecta a lacima de la bóveda anticlinal de Mariola, al igual que ocu-

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rre en Sierra Gorda y la Solana, es debido a un proceso ero-sivo del que no se descarta la karstificación, y que laconvierten en una especie de penillanura.

Más acertada parece, sin embargo, la opinión deBIROT, quien apunta para ese allanamiento la propiaestructuración del pliegue en champiñón.

Problemas plantea también determinar la existenciade superficies kársticas fosilizadas. Determinados crite-rios sedimentológicos han puesto de manifiesto la posibi-lidad de que en la cúpula hundida del anticlinal, las seriesmargosas transgresivas del Tortoniense y los depósitospleistocenos estén sepultando una formación paleokárs-tica, de evolución fini-cretácica, o incluso anterior.

Efectivamente, ciertos depósitos coetáneos a las regre-siones marinas, que afectan a la bóveda antes de su hundi-miento, indican la existencia de facies arcillosas (arcillasrojas), y conglomerados calcáreos con matriz arcillo-li-mosa. De todos modos, los principales problemas derivande la falta de un sondeo minucioso en esta zona, y por ellode la ausencia de la columna estratigráfica del hundi-miento, que permita ver con claridad la sucesión de pisos yseries litológicas sobre este sector. La karstificación sobrecalizas más o menos puras del Cretácico Inferior tienecomo justificante al depósito de arcillas rojas de la FaciesUtrillas, que en este sector alcanzan una potencia inferiora los 10 m. Un afloramiento de estas características es car-tografiado en la vertiente E del Morro del Porc, descen-dente hacia la depresión hundida. Esto permite pensarque este tramo de bóveda pudiese haber estado afectadopor un proceso corrosivo anterior a la transgresión delCretácico Superior y al período de dolomitización.

Mucho más interesante es la serie Senoniense supe-rior, conocida como Facies Garumniense. Está integradapor arcillas rojas con techo calcarenítico en algún sector,indicador del episodio regresivo finicretácico, con seriesneríticas. Con el hundimiento de la bóveda, antes del ini-

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ció de la transgresión del bajo Tortoniense, fue posible ladeposición originada de depósitos margosos que tapizanlas calizas pararrecifales fruto de un anterior avance ma-rino en el Mioceno Inferior.

Desmantelados estos depósitos por la acción de lospequeños barrancos que descienden de la Fontfreda, hansido puestas al descubierto las series Garumnienses.Dichos depósitos los encontramos en contacto concor-dante con el Campaniense en el borde oriental de labóveda. Mucho más significativo sería el pequeño aflora-miento en la misma bóveda, próximo a la Casa Domín-guez, al N de la depresión. Su presencia en este tramo, debuzamiento horizontal por tratarse de la cúpula anticlinalen champiñón, indica la existencia de facies arcillosascontinentales Garumnienses en la misma bóveda y que,por falta de un sondeo apropiado, es imposible determinarcon exactitud la serie estratigráfica de la misma.

Este sector se conoce con el topónimo del Pía Blanch.¿Tiene aquí el topónimo Pía la misma significación que enlos otros casos señalados anteriormente, como por ejem-plo el Pía de Giner?, ¿o se trata simplemente de la alusión aun llano de depósito aluvial o a una superficie topográficaallanada? Mayores probabilidades tiene esto último, yhaga referencia aun aplanamiento por depósitos aluvialesy coluviales, más aún desde el momento en que la superfi-cie afectada por la karstificación está oculta.

La existencia de un karst fósil, de edad fini-cretácica,parece pues demostrada por las series sedimentarias. Pero,¿podría hablarse aquí de un karst cubierto, es decir confuncionalidad aún hoy? Si problemas se planteaban antes,especialmente por la ausencia de estudios cronoestratigrá-ficos. lo mismo ocurre en este caso. Sondeos hidrogeológi-

cos realizados en la bóveda han puesto de manifiesto lacomunicación entre redes hídricas subterráneas. Dichotrasvase se realizaría a través del umbral cretácico no hun-dido en torno a las Casas del Congregat y Las Tórrelas.

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Pensar que sea posible un enlace hipogeo profundo en tra-mos de bóveda hundida es más comprometido, especial-mente en la depresión septentrional. Las surgencias, fuen-tes y manantiales que afloran en su centro, tienen explica-ción en el depósito cuaternario (Pleistoceno antiguo), quefacilita la circulación hipodérmica de las aguas de infiltra-ción por encima de una base impermeable margosa.

En definitiva, y como conclusión, podemos resumirlos siguientes puntos: en primer lugar, parece la suficienteprobada la existencia de una forma paleokárstica, de unasuperficie kárstica fosilizada, en la bóveda hundida, cuyoproceso evolutivo seria el siguiente:

1.- Ataque corrosivo que afecta a las series del CretácicoInferior antes del avance marino del Cenomaniense.

2.- Desarrollo de una superficie afectada por la disoluciónmucho más importante a finales del Senoniense, coin-cidente con la gran regresión que se inicia un pocoantes. De esta sedimentación continental quedan depó-sitos en la misma bóveda (Facies Garumniense).

3.- Muy probablemente, la fase anterior se prolonga du-rante todo el Paleógeno, antes del inicio de la grantransgresión miocena y hundimiento de la cúpula, mo-mento en que las condiciones climáticas fueron espe-cialmente favorables (clima tropical subhúmedo).

En segundo lugar, no puede pensarse en la existenciade un karst cubierto, con funcionalidad actual; hecho ésteque carece de todo fundamento hidrogeológico.

En este proceso evolutivo una cuestión ha quedadopor resolver referente al distinto comportamiento entreeste sector de bóveda y el resto. En el tramo hundido, elproceso de dolomitización no fue, como ya se indicó, con-tinuo, de tal modo que las calizas, areniscosas en parte,que en él encontramos son mucho más fáciles de disgre-gar; mientras que en el tramo no hundido, con espesoresdolomíticos considerables, habrá que esperar a la fractu-

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Fig. 23.- Paleokarst de la boveda hundida.

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ración del bloque para que éste sea intensamente atacadopor la corrosión.

La definitiva regresión fmi-miocena tiene como prin-cipal consecuencia el desarrollo de una etapa de álgidakarstificación desde el Plioceno, en la que colaboranemersión del núcleo y condiciones climáticas favorables.A este momento hay que atribuir la mayor parte de lasdolinas e inicios de la circulación hipogea que desorgani-zan una red hídrica primitiva, instalada tras la total reti-rada del mar. A finales del Villafranquiense e inicios delPleistoceno, el enfriamiento climático, anuncio de las gla-ciaciones, determina un descenso del nivel de base y unencajamiento de la red fluvial, que aumenta su capacidadde transporte permitiendo la deposición de arcillas y can-tos calcáreos, fruto de la corrosión en zonas elevadas, en labóveda hundida.

La evolución kárstica continúa tanto en profundidadcomo en superficie. El interglaciar húmedo Riss-Würrn,de características tropicales permitió muy posiblemente laexcavación de pequeñas gargantas sobre calizas. Con elaumento de la pluviometría, las formas hipogeas se venincapaces de absorber todo el volumen de agua, de talmodo que una parte de él circula en superficie excavandotalwegs que se convierten en valles muertos al aumentar lacapacidad de absorción de los conductos hipogeos. A estemomento corresponde el encajamiento de cauces sobredolinas y uvalas.

En el glacial antiguo, Würm I, frío y húmedo, la fuerteagresividad de las aguas a baja temperatura posibilitóespecialmente el ensanchamiento de los conductos hipo-geos y el desarrollo del endokarst.

El Würm reciente, muy frío y seco, junto a la principalactividad cryclástica, determinó el desarrollo de superfi-cies afectadas por una lapiazación a altitudes inferiores alas normales. A esta rhexistásica corresponde también los

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máximos efectos del abarrancamiento y denudacióndel karst.

3.2. Erosión kárstica actual

De cara a evaluar el proceso erosivo actual es impor-tante estimar el contenido en carbonato calcico de lasaguas emergidas de un macizo calcáreo, ya que técnicasmodernas de interpretación del medio natural (como porejemplo la fotointerpretación) escapan a la lenta evolu-ción de la disolución kárstica.

La toma de muestras y los análisis bioquímicos deéstas, realizados por el Instituto Geológico y Minero deEspaña (32) en determinadas fuentes y manantiales quebrotan en Manola dan como resultado aguas del tipobicarbonatadas calcicas, en los sistemas de Agres y SanJaime. En el Pinar de Camús, las tres muestras analizadasofrecían aguas bicarbonatadas calcio-magnésicas, con uncontenido en CO-Ca del 53-63% (40).

De los datos anteriores, pueden extraerse las siguien-tes conclusiones:

• Altos porcentajes de carbonato calcico disuelto entodas las muestras.

• Todas ellas son aguas bicarbonatadas, es decir,poseen altos contenidos en bicarbonatos, por lo que sonaguas acidas que evidencian un ataque corrosivo sobre lacaliza por aguas cargadas en ácido carbónico.

• El contenido en magnesio de algunas muestrasindica que la disolución se está produciendo sobre lasdolomías, ya que éstas son un carbonato doble de cal-cio y magnesio.

Si a las conclusiones anteriores se unen los favorablesresultados obtenidos en el balance de las condiciones bio-climáticas del anticlinal, puede decirse que el proceso de

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karstificación prosigue hoy, aunque por supuesto, los vo-lúmenes de carbonato disueltos son muy inferiores a los deestadios evolutivos anteriores. Entre las condiciones favo-rables hay que hacer referencia en especial a la elevadapluviometría (siempre y cuando consideremos al ámbitodentro de un dominio mediterráneo), altos porcentajes dehumedad relativa y un adecuado desarrollo de la cober-tera vegetal.

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1 CASTANY, G.: Tratado práctico cíe las aguas subterráneas,Edit. Omega S.A.. Barcelona, 1971, p. 573.

2 La base para la elaboración de este mapa ha sido el MapaHidrogeológico de la Provincia de Alicante, E. 1:200.000, in-cluido en IGME: Las aguas subterráneas de ¡a Provincia de Ali-cante. Excma. Diputación Provincial de Alicante, 1982. Losdatos correspondientes a la provincia de Valencia han sidoextraídos por comparación bajo la guía del Mapa Geológicode España. E. 1:50.000 de Onteniente (n° 820) y Mapa Topo-gráfico Provincial de Valencia, £.1:200.000.

3 Según tipología de NICOD, J.: Pays et paysages du calcaire,Edit. Presses Universi ta ires du France (Col. SUP "Le Geo-gaphie , n" 7). París, 1972, p. 21 y ss., quejunto con FABRE, G.y BOGLI, A. determinan la clasificación más completa delapiaces en diversos trabajos.

4 MORALES GIL, A.: El altiplano de Jumilla-Yecla. Opto, deGeografía, Universidad de Murcia, Murcia, 1972, p. 44

5. FABRE, G. y NICOD, J.: "Lapiés couverts, modalités et rolede la corrosión crytokarstique" en NICOD, J.: Phénoménes karsti-qaes III. Memoires et documenís de Géographie, Editions del CentreNational de la Recherche Scientifique, París, 1982, p. 117.6 CORRA. G.: "Le role des facteurs structuraux dans la génese

etdans l'evolution desmorphologies karstiques", Rev. de Géo-graphie alpine n° 3, Grenoble, 1978, p. 263.

7 ROSSELLO VERGER, V. M. y BERNABÉ MAESTRE, J.M.: "La montaña y sus valles: un dominio subhúmedo" enLÓPEZ GÓMEZ, A., ROSSELLO VERGER, V. M., et alt.;Geografía de la Provincia de Alicante, Excma. Diputación Pro-vincial de Alicante, Alicante, 1978, p. 80.

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8 ROSSELLO VERGER, V. M: "El macizo del Mondúver".Estudios Geográficos, C.S.I.C., Madrid, 1969, p. 457.

9 Todos los datos que a partir de aquí se incluyen referentes alinterior de las cavidades, de la naturaleza que sean, corres-ponden a los Archivos del Grupo Espeleología) de Alcoy(SPEOS), es decir, toda la documentación espeleológica.

10 FIGUERAS PACHECO, F.: "Provincia de Alicante",!. V. enCARRERAS CANDI, F.: Geografía del Reino de Valencia,Edit. A. Martín S.A. Barcelona, S.A., pp. 114-116.

11 THEROND, R.: "Recherche sur 1 etanchéite des lacs de bá-rrages en pays karstiques". TDI, Universidad Grenoble I,1972; en FABRE; G.J.J.: Le Karst du Languedoc oriental. Recher-ches Hidrogeomorphologiques A.F.K. Memoire n° 2, Nimes,1980, p. 53.

12 Vid. I.G.M.E.: Las aguas subterráneas de la Provincia de Ali-cante. Op. cit.

13 CAVANILLES, A. J.: Observaciones sobre la historia natural,geografía, agricultura, población y frutos del Reyno de Valencia.Imprenta Real, 1797 (edic. facsímil), Valencia, 1981, p. 161.

14 MANGIN, A.: "L'approche systemique du Karst, consequen-.ces conceptuelles et méthodologiques" en KARST-LARRA82: Reunión monográfica sobre el Karst Larra 82. Publicacionesdel Servicio Geológico de la Dirección General de ObrasPúblicas de la Diputación Foral de Navarra, 1983, p. 142.

15 Dichas denominaciones han sido extraídas de IGME: Lasaguas subterráneas... Op. cit.

16 LLOPIS LLADO, N.: Fundamentos de hidrogeología kárstica(Introducción a la Geoespeleología). Edit. Blume, Madrid, 1970,p. 162.

17 DUPUY DE LOME, E. y SÁNCHEZ LOZANO, R.: Memoriaexplicativa del Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja n°821 (Alcoy), I.G.M.E., Madrid, 1957, p. 85.

18 l.G.M.E.:Las aguas subterráneas... Op. cit. p. 455.19 ROSSELLO VERGER, V. M. y BERNABÉ MAESTRE, J.

M.: "La montaña y sus valles..." Op. cit. p. 80.20 I.G.M.E.: Las aguas subterráneas... Op. cit. p. 455.21 BAYO DALMAU, A.: "La explicación hidrogeológica de

acuíferos en rocas carbonatadas desde la óptica de la explota-ción de recursos y utilización del almacenamiento", enKARST-LARRA 82, Op. cit. pp. 178-182.

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22 Este origen kárstico de la cabecera del Barranco de Bocai-rente, y por tanto de la procedencia igualmente kárstica delSerpis, ha sido puesto de manifiesto, entre otros, por GILOLCIN A, A.: "La hidrografía" en LÓPEZ GÓMEZ, A., ROS-SELLO VERGER, V.M. el alt.: Geografía de la provincia de Ali-cante, Op. cit. p. 135.

23 SALA, M. y GAY, R.: "Algunos datos morfométricos de lacuenca del Isábena" Notes de Geografía Física, n°4, Barcelona,1981, p. 57.

24 Tal y como indica MATEU BELLES, J. F.: El Norte del PaísValenciano. Geomorfología litoral y prelitoral, Universidad deValencia. Sección de Geografía, Valencia, 1982, p. 154.

25 BERNABÉ MAESTRE, J. M. y CALVO CASES, A.: "Algu-nos ejemplos de vertientes de cantil-talud en les Valls d'Al-coi". Cuadernos de Geografía, n° 25, Valencia, 1979, p. 133.

26 Informes espeleológicos del grupo SPEOS (Alcoy).27 ROSSELLO VERGER, V. M. y BERNABÉ MAESTRE, J.M.:

"La montaña y sus valles..." Op. cit. p. 80.28 LIPPMANN- BAGGIONI, M.: "Le karst plio-cuaternaire du

Mt. Marzano (Italie méridionale)"en E.R.A.: Evolution karsti-quedans les domaines mediterranéen et alpin, C.N.R.S. Travauxn° X, Aix-en Provence, 1981, p. 73.

29 MATEU BELLES, J.F.: El norte del País Valenciano... Op.cit.p.131.

30 DUMAS, B.: Le Levant Espagnol. La génese du relief. C.N.R.S.,Univ. de París, París, 1977, p. 93.

31 DUMAS, B.: Le Levant Espagnol... Op. cit. p. 37.32 Estos datos corresponden a los análisis realizados por el

I.G.M.E. en los acuíferos citados y recogidos en I.G.M.E.: Lasaguas subterráneas... Op. cit. pp. 462 y 457.

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CAPITULO VMODELADOS PERIGLACIAR

YSEMIARIDO

Introducción

Frente a la extensión e intensidad del proceso de kas-tificación, en Mariola los modelados periglaciary semiá-rido generan formas cuya localización es muy concreta, ycuyos rasgos definidores dependen en gran medida delgrado de disolución.

Es decir, ambos procesos morfogenéticos dependenen gran medida del primero, ya que éste proporciona elmaterial fino, indispensable para el deslizamiento de co-ladas y principal componente de los depósitos de piede-monte, y la fracción gruesa que muestra los efectos dela corrosión.

No obstante, hay que reconocer que en altitudes ma-yores, donde la adecuada combinación de factores, talescomo bajas temperaturas, humedad, fracturación, facili-tan la destrucción de la roca por efecto del frío. También escierto que esta actividad, en parte, ha sido exagerada por laadecuada preparación de las calizas, afectadas igual-mente por la intensa corrosión.

En definitiva, la convergencia entre sistemas de mode-lado es especialmente significativa en los sectores depre-sionarios y en el núcleo NE que, como a continuación seexpone, suponen el ámbito de extensión de los modeladosperiglaciar y semiárido. No es arriesgado, por ello, decirque la karstificación condiciona y caracteriza no sólo aotros procesos erosivos, sino también al conjunto monta-ñoso que aquí se estudia.

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/. Formas periglaciares

Los procesos periglaciares no tienen en Manolamucha importancia, al contrario de lo que ocurre en otraszonas próximas y por supuesto las formas que se conser-van hoy, relictas o actuales, no son comparables a la inten-sidad de la karstificación. Las formas de clima frío sepresentan con un claro rasgo de zonalidad, es decir, conuna especial preferencia de localización, directamenterelacionada con la fracturación y altitud.

En capítulos anteriores, se dejó claro la existencia defactores positivos que facilitan el desarrollo de éstas, y a lavez su acantonamiento en puntos concretos. Litología cal-cárea rica en material fino; altura; exposición (si bien estefactor no influye en gran medida, ya que también se hacomprobado la existencia de canchales en vertientesexpuestas al SW); fracturación intensa, que proporciona ala roca poca resistencia a la gelifracción; acción de lasplantas, son factores que han participado positivamenteen la potenciación de la erosión mecánica. Rasgos climáti-cos actuales y pasados permiten suponer y verificar for-mas periglaciares relictas y otras más o menos recientes.

/./. Mecanismos de destrucción de la roca ysu. distribución espacial

La adecuada combinación de los elementos citadosanteriomente ha posibilitado la acción de determinadosmecanismos de destrucción de la roca: gelifracción, cam-bios frecuentes de humedad en la roca, karstificación, ter-moclastia, acción biológica.

De entre todos ellos, los mecanismos más activos sonla gelifracción, los cambios de humedad y por supuesto, lakarstificación. Estos funcionaron con especial intensidaddurante todo el Cuaternario, y más aún durante la úl t imaglaciación Würm, como ya se vio en la incidencia de cli-mas pasados; lo que ha permitido que hoy se conserven a

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alt i tudes realmente bajas huel las de este modelado; hansido comprobados depósitos fósiles periglaciares a 520 m.de al t i tud.

Hoy día. el favorable balance de las condiciones cli-máticas, en especial por lo que se refiere a los bajos regis-tros térmicos y oscilaciones de temperatura, hacen supo-ner que la gelifracción, como destrucción de la roca, hayacontinuado hasta épocas relativamente recientes, aunquepor supuesto de un modo mucho más ralentizado.

Es por ello, que las manifestaciones de clima frío seacantonan actualmente por encima de los 1.000 m. de alti-tud. Una pequeña gelifracción, resultado de frecuentescambios de temperatura positiva a negativa, puede hoyestar funcionando ( 1 ) si tenemos presente los 45,2 días dehelada contabilizados en el dominio subhúmedo, en unciclo que abarca de octubre a abril; si ascendemos altitudi-nalmente, dicho intervalo se amplía dos meses más (sep-tiembre y mayo), y son ya 55,3 los días con heladas; datosestos obtenidos por extrapolación del vaciado de las tem-peraturas mínimas diarias por bajo de 0° C en la serie1976-84 del observatorio de Alcoy (ver capítulo II).

Esta actividad ha afectado con mayor intensidad a lasseries calizas del Cretácico del núcleo NE, y a las calcirru-ditas tortonienses. En ambos casos, se comprueba la favo-rable preparación del material por efecto de la trituración.Es en estos sectores donde adquieren un mayor desarrollolos mecanismos periglaciares; en otros sectores son demuy poca importancia y están completamente condicio-nados por el desarrollo de la karstificación, de tal modoque es frecuente observar como las vertientes del Morrodel Porc y Cerro de San Jaime, o en las proximidades de ElBaradello, en la cota 932, al N del Más del Sargento, estánmodeladas por una masa arcillosa de color rojizo oscuro,que envuelve un depósito de cantos de tamaño medio, muypoco angulosos, ya que no deben su procedencia a estalli-dos bruscos por efecto del hielo.

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En definitiva, el modelado periglaciar se acantonaespacialmente en dos áreas concretas, donde los mecanis-mos de destrucción de la roca actuaron más intensamenteen otra época, si bien hoy parece probada la existencia deuna microgelifracción. Estas áreas son:

a.- Núcleo NE; a la activa intervención de la geüfrac-ción, que ataca a una caliza muy fisurada por efecto tectó-nico, se unen su adecuada exposición a recibir los flujoshúmedos y fríos del NE, que al chocar contra esta pared,proporciona altos contenidos de humedad, así corno laacción de las plantas y de la disolución. Altitud, exposi-ción y fracturación convierten a este sector en un área muyvulnerable a los efectos de la erosión mecánica. Como acontinuación se verá, es el único sector donde realmentepuede hablarse de la existencia de un modelado de cli-ma frío.

b.- Fractura de la Garganta del Sinc: este sector queocupa las series tortonienses divididas por la acción de lafalla Toro-Sinc, no puede considerarse como claro repre-sentante de dominio periglaciar. En efecto, las manifesta-ciones que de este modelado pueden verse en ambasvertientes de la garganta tienen más razón de ser en la dis-posición en losas de las calcirruditas tectonizadas, másque a la ampli tud del fenómeno periglaciar. El materialque se acumula formando depósitos es en ocasiones degrandes proporciones, en forma de laja y con aristassubrodadas.

1.2. Formas del modelado periglaciar

Entre la variada gama de formas periglaciares, ennuestro caso han sido identificadas: superficies de cryp-toaplanación y formas de acumulación (canchales ycoladas).

En efecto, en el núcleo NE se ha comprobado la exis-tencia de un amplio llano de cryptoaplanación, dondedomina un suelo desnudo, cubierto con pequeñas plantas

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adaptadas a las condiciones de altitud y humedad, y unasuperficie rocosa afectada por un proceso de lapiazación(este sector coincide plenamente con los llanos kársticosque se indicaron en su momento). La roca, destruida por lacombinación de agentes morfoclimáticos, permanece insitu originando auténticos campos de piedras, de aspectoruiniforme y afectados por la corrosión, tal y como corres-ponde a una superficie dolomítica (2). En estos casos, pre-fiere uti l izarse la denominación de llanos cryokársticos.

Canchales recientes se han desarrollado al pie de lacornisa periclinal de la vertiente NE, instalándose sobrecoladas relictas. Su identificación, para lo cual ha sido degran ayuda la fotografía aérea, ha permitido comprobarcómo estas acumulaciones desprovistas totalmente de vege-tación se al inean en todo el arco, y cuyo material provienede unas calizas enormemente fisuradas. Este talud, comoforma móvil, ha comenzado a ser colonizado por la hie-dra.

Canchales más recientes también se instalan enambas vertientes del Barranco del Sinc, antes de iniciar suestrechamiento, cuya formación se ha visto favorecida porla disposición estratigráfica de las calcirruditas de laMola. Estas formas periglaciares, testigo de un clima frío yseco (ya que en ambas los porcentajes de arcillas y fracciónfina son muy bajos), se desarrollan en altitudes superioresa los 1.000 m. sobre vertientes con pendientes entre los 38° ylos 40°, muy próximas a la fuente de alimentación, y dondeel material acumulado conserva huellas de la disolución ycorrosión que afecta a la cornisa próxima.

Frente a estas formas actuales, o mejor subactuales, seidentif ican también acumulaciones relictas de materialsuelto en la propia garganta del Barranco del Sinc. Res-ponde éste al típico esquema de vert iente cant i l - ta lud (3),cuyo tramo superior está formado por una cinglera o cantilver t ical , desprovisto totalmente de vegetación y afectadopor la meteorización,y un ta lud regulado por depósitos de

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piedra suelta, acumulados por la gravedad en la mismahas'e, donde han sido cubiertos por la vegetación y envuel-tos en una matriz limo-arenosa, fruto de esa alteración, enparte química (como se indicó en su momento), y unagruesa capa de humus; dichos depósitos no superan elmetro de espesor.

Formas de deslizamiento en las que se combinanhumedad y geliíracción sólo se han generado en el bloqueNE donde se conjugan los efectos del frío y la humedad,así como de la descalcificación calcárea, proceso esencialya que es éste el que proporciona la abundante matriz arci-llosa, masa plást ica que faci l i ta el desl izamiento.

Las coladas so l i f lu ida les presentan una distinciónsegún su exposición. En la umbría , y hacia el va l l e deAgres, un potente depósito modela la vertiente septentrio-nal de Manola, desde el Estrecho de Agres hasta las proxi-midades de esta localidad. De espesor considerable (hasta6 m.). el deslizamiento, sobre una pendiente de 20° y queconforme se asciende aumenta gradualmente, en este tramoha sido facil i tado por dos hechos claves: de un lado suexposición a umbría , resguardada y conservando altosíndices de humedad: y por otro lado, una fuente de mate-rial fino muy importante (ya que las calizas del cretácicoinferior producen grandes volúmenes de arcilla). Hoy día,tanto esta colada solifluidal como el resto está fosilizadapor un potente estrato arbóreo, gracias a las buenas condi-ciones climático-ambientales. Su perfil longitudinal, tal ycomo prueba la fotografía aérea, muestra un típico escalo-namiento llegándose a identificar hasta 2 y 3 escalones.

En el arco periclinal, y en una banda incluida entrelos 1.000 y 1.100 m.. el deslizamiento de una colada, conmucha menor selección de sus componentes y mayor abun-dancia de material grueso dada la proximidad de la fuentede alimentación, se ve frenado en las proximidades de laCasa del Rincón y Casa Llopis. El espesor es también con-siderable, y dicho depósito se encuentra hoy fosilizado y

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Foto 22.- Cantil de alimentación de las formas periglaciares (canchales sobrecoladas) de la vertiente NE.

Foto 23.- Potente colada solifluidal en el flanco septentrional de Manola (Valle deAgres).

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cubierto de los canchales actuales, prueba de la no movili-dad reciente es la capa cíe musgo y liquen, así como un bos-que abierto de comieras que se ha desarrollado por en-cima de él.

En la vertiente meridional del Alto del Cerincal lascoladas solifluidales se ven muy mermadas en su espesor ypotencia, hasta el punto de alcanzar tan sólo como má-ximo 0,5 m. La intensa karstificación que domina en estesector, ya que estas coladas tapizan la vertiente N de ladepresión kárstica de la Foya Ampia, hace que los porcen-tajes en arc i l la aumenten considerablemente. Esto, unidoa que el tapiz vegetal que fosiliza estos mantos es ralo, esfrecuente que las laderas en este tramo se enfanguen fácil-mente, tapizando caminos y senderos con masas arcillo-sas y pedregosas (clastos gelifractos y corrosivos), y difi-cultando el paso por ellas. De todos modos, en Mariola nopuede llegar a plantearse la posibilidad de que se produ-cán deslizamientos rotacionales de coladas, tal y como seha demostrado en otras zonas próximas a ella (4), y enespecial porque no se cumplen dos de los requisitos esen-ciales para ello: una vertiente desnuda y la existencia de unmanto plástico en el que se incluyen las margas.

La prospección directa sobre el terreno ha permitidola recogida de material perteneciente a depósitos perigla-ciares (Fig. 31) con objeto de ser analizados en laboratorio,en concreto de cuatro catas (Fig. 24) correspondientes acoladas y canchal gelifracto, cuyas características genera-les están recogidas en el Cuadro XIX. El tratamiento de losdatos ha permitido la elaboración de los Cuadros XX yXXI, así como de las curvas acumulat ivas, histogramas defrecuencia de la fracción fina, campanas de Gausen y por-centaje granulométrico de la fracción fina (todo elloinclu ido en el Apéndice que se introduce al final delCapítulo) .

Esquemáticamente, los resultados obtenidos son lossiguientes:

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Fig. 24.- Cortes de los depósitos periglaciares analizados.

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Muestra I: predominan los cantos pequeños (entre0,2cm.), con aristas subrodaclas, no muy vivas, con altos índi-ces de porosidad, corrosión y materia orgánica (general entodas las muestras). Más del 50% de la muestra corres-ponde al conjunto limoarenoso, lo cual es prueba del pre-dominio de una capa plástica, que permitió su desliza-miento hasta casi los 500 m. de al t i tud.

Muestra II: Colada relicta en la Casa del Rincón,sobre la que hoy se instalan canchales actuales, y en la queaumenta considerablemente el porcentaje de la fraccióngruesa (cantos angulosos), con casi un 90% disminuyendopor su parte las arenas, limos y arcillas, en cuya deposiciónno ha habido selección alguna (ya que prácticamenteabundan con la misma proporción las arenas gruesas y loslimos o arcillas). Ello es debido, fundamentalmente, a esaproximidad de la fuente de alimentación, lo que ha impe-dido con toda claridad la clasificación del material.

Muestra III: En esta se ha producido, por lixiviado, ladeposición del material más fino en un estrato inferior, detal modo que se han distinguido dos capas, correspon-dientes a las catas Illa y Illb. En la primera de ellas, predo-minan los cantos subangulares y una matriz limosa. Porsu parte, el estrato inferior, en el que no existe fraccióngruesa, salvo un mínimo porcentaje de gravas que hansido arrastradas con el deslizamiento de la colada, el restoestá compuesto de arenas, limos (70,87% del total de lamuestra) y arcillas.

Muestra IV: El pequeño depósito del Barranco delSinc, ofrece un máximo de cantos (47,63%) con predomi-nio de los angulares y subangulares (plaquetas), especial-mente fruto de la fisuración por efecto de la falla que afectaa las calcirruditas tortonienses. Más que ser plaquetasperiglaciares, han sido desprendidas y acumuladas porefecto de la arroyada, y de la gravedad. Los limos y arenasque constituyen su matriz (las arcillas representan tan sóloel 0,32%, ya que la descalcificación es prácticamente ine-

240

xistente) son producto de la meteorización en las paredesde la garganta.

Una vez realizado el pipeteo y elaboradas las curvasacumulativas, la relación entre variables permite conocerel medio de deposición y la comparación de muestras. Ladistribución normal de los sedimentos viene indicada porlos valores de la Mediana y la Media (5): a valores idénti-cos, mejor distribución, o distribución normal, tal y comoocurre en las muestras II y III b. Las desviaciones o asime-trías con respecto a ésta, indicadas por la Skewness, esnegativa en todos los casos, y la pobre clasificación estáigualmente expresada en los v alores de la Sorting y Kurto-sis, que proporcionan una muy pobre clasificación y cur-vas platicúrticas, salvo en la muestra Illb, donde el pro-ceso de lixiviado ha supuesto una mejor distribución y unacurva leptocúrtica, más próxima a la normal.

En relación a ello, el trazado de la curva de pesos acu-mulados, indica el medio y la forma de deposición. Enlíneas generales, todas las curvas (Fig. 30) presentan untrazado similar, lo que indica un medio de deposiciónigualmente similar y un agente de transporte idéntico, conpoca capacidad de clasificación, y cuyo trazado de tenden-cia parabólica expresa una acumulación libre, que alcan-za su máxima expresión en las curvas de muestras II y IV,donde la selección ha sido prácticamente nula (colada dela Casa del Rincón, y canchal relicto del Barranco delSinc). El resto se asemejan más al tipo mixto, es decir, queen las arenas, el trazado hiperbólico recuerda una acumu-lación forzada (6), con mayor selección, mientras que enlas arenas finas, limos y arcillas, ésta se convierte en libre(colada del Valle de Agres, y del Alto del Cerincal).

Así pues, el tratamiento sedimentológico de variascatas permite demostrar el importante papel que desem-peñan los productos de la disolución kárstica como ele-mento integrante de los depósitos periglaciares, en los que

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la deposición se realiza bruscamente (II y IV), y donde unposterior deslizamiento selecciona el material (I y III).

2. Morfología semiárida: Los glacis

Constituye el modelado de zonas bajas depresiona-rias y valles sinclinales que bordean el anticlinal, en con-creto de la Depresión de Muro, Sinclinal de BocairenteySinclinal del Troncal. En el valle de Agres, los depósitos deladera, aportados por una escorrentía rápida, no han lle-gado a generar superficies glacifícadas; incluso en lasáreas donde sí ocurre esto, las diferencias son notables,especialmente entre el primer sector indicado y los otrosdos.

La estrecha relación existente entre morfologías semi-áridas y kárstica, de génesis completamente diferente, semanifiesta claramente en los residuos de descalciflcaciónque forman la matriz fina de estas superficies, dándolescon ello un aspecto rojizo o rosáceo. Indirectamente, tam-bién el mecanismo de disolución aporta un material grue-so, afectado y disgregado por efecto de la corrosión.

Los factores que han favorecido el desarrollo de glacisen esta zona sitúan en un primer lugar a los cambios cli-máticos habidos durante el Cuaternario, y más concreta-mente a los que afectaron durante la última gran glacia-ción. La atribución würmiense de estos depósitos (7) deter-mina en ellos una alimentación condicionada por loscambios climáticos que afectaron a esta época, y en espe-cial por la importancia que tiene en su composición elmaterial cryoclástico. ya que aún no siendo consideradasformaciones periglaciales, sí interviene en ellas activa-mente la gelifracción en especial en el área de Cocentaina-Muro, donde se dejan sentir los efectos de la continen-talización (aún más si tenemos en cuenta que durante laetapa más fría del Würm el mar se retiró hasta la isóbataactual de 100 m.). En definitiva, intervienen en ellos:

- fase rhexistásica, asociada al descenso del volumen

242

de precipitación e intensificación de la torrencialidad. Porsupuesto, estas condiciones aclaran enormemente el tapizvegetal.

- fase fría, ya que supone el incremento de la cryoclás-tica, y con ello las posibilidades de alimentación.

Otro de los factores favorables en el desarrollo ha sidola existencia de un material rocoso calcáreo triturado,fácilmente erosionable, con intervención tanto de la ero-sión química como mecánica. Este rasgo sirve de elementodiferenciado!" entre las superficies glacificadas de ladepresión E y el resto dada la proximidad a ésta primera deuna óptima fuente de alimentación (arco periclinal).

La intensidad tectónica ha supuesto igualmente dis-tinciones al introducir con la desigualdad de pendientesun factor de primer orden en el desarrollo y potencia de losglacis: a mayor gradiente de inclinación mayor es la velo-cidad del agua, y por tanto mayor es su capacidad dearrastre.

La coalescencia de conos de deyección (fase torren-cial), el endorreísmo interior como nivel de base localúnico durante su formación y la existencia de un cambioen ese nivel que facilita los encajamientos y disección de lasuperficie son otros rasgos semejantes entre ellos. Sin em-bargo, pueden indicarse ciertas diferencias, especialmentepor comparación entre los perfiles transversales de cadauno de ellos, lo que permite analizar en concreto e indivi-dualmente cada una de las áreas (Fig. 31).

2.1. Depresión de Muro de AI coy

Los glacis de acumulación que tapizan la depresiónde Muro, en el segmento entre Cocentaina y Muro deAlcoy. llegan a alcanzar una potencia de más de 40 m. y unrecorrido longitudinal máximo de 2 km. La coalescenciade conos de deyección de los barrancos que desciendendel arco periclinal (Barrancos de Pontanellas, Pontallar,

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Querola, Boronada, Res-Puig, Ramador y Cabrantá) ge-nera en el piedemonte E de Manola una extensa superficieglacificada, en la que pueden distinguirse varios tramos.Un primer tramo, de contacto con el knick (600 m.), en elque se observan los típicos abombamientos producidospor la superposición de conos. En este tramo alto, conmayor pendiente (22°), se conserva en perfecto estado elcono generado por el Barranco de la Cántabra, con unatípica forma en abanico.

En el tramo medio, la fusión de conos determina unasuperficie allanada, en la que no se distinguen nivelessalvo que se comparen cortes transversales. Esta superficiede glacis propiamente dicho (aunque de todos modos res-ponde mejor al calificativo de glacis-cono), reduce su incli-nación a 4,5°.

Ya en el tramo final, y en el contacto que realizan losglacis con el valle del Serpis (aunque no sea éste su nivel debase), configuran un área de glacis-terraza con pendientesimilar a la anterior, donde se hace difícil distinguir conclaridad hasta dónde se extienden cada una de estasformaciones.

En la génesis de esta superficie han intervenido activay positivamente toda una serie de elementos que puedenresumirse del siguiente modo:

1.- Eavorable alimentación: por un lado, de materialgrueso, de clara procedencia cryoclástica dada ladisgregación que sufren las series cretácicas delarco; por otro, de una matriz fina (especialmentelimos y arcillas), térra rossa procedente de la des-calcificación en este sector del anticlinal.

2.- Potencia de transporte de los barrancos que lageneran, ya que desciende de un área que oscilaentre los 30-40°, (alcanzando sectores de más de45°), capaces de transportar el material grueso alarga distancia.

244

Fig. 25.- Perfiles y rasgos estratigraficos de los glacis.

245

3.- El espesor de los depósitos se relaciona tambiéncon la existencia de la falla de hundimiento deMuro; éstos enmascaran el contacto de falla yallanan la superficie topográfica.

Este sector depresionario está afectado por fallas trans-versales (por una de las cuales extruye el Keuper), quegeneran escalones tectónicos descendentes hacia Muro deAlcoy. Este hecho condiciona directamente la direcciónde la superficie de glacis, prueba de ello es la distinta tra-yectoria de los barrancos cercanos a Cocentaina, y los de laQuerola, Puig y Cabrantá, de más acusada dirección NE.De todos modos, parece probada la existencia de un nivelde base local (o convergencia endorreica entre glacis deambas vertientes) al NE de Muro, una posible laguna derelleno cuaternario (8). Un descenso del nivel de basegeneral provoca el encajamiento y disección de la superfi-cie de glacis, así como una desviación de la corriente haciael valle del Serpis, dejando numerosos canales abandona-dos en torno a la localidad de Muro.

La coalescencia de conos permite comprobar en latrinchera abierta por la nacional 340, distintos perfilestransversales, correspondientes a depósitos de diferentesprocedencias. Sin embargo, en todos ellos se aprecia laalternancia de estratos más abundantes en material grue-so y de otros con predominio arcilloso. Los cantos sonsemirodados, y en algún caso conservan aristas más angu-losas; los espesores de arcillas de descalcificación llegan aser considerables, proporcionando en todos ellos tonali-dades características.

La mayor o menor proximidad de estos glacis a lafuente de alimentación condiciona en ellos un distintoperfil: cuanto menos alejado esté del contacto montañoso,menor será la clasificación de sus componentes, y másabundante por tanto, el material grueso.

Así lo prueban los cortes V y VI correspondientes auna cata natural en el Barranco de la Querola, y de la trin-

246

chera que la propia red viaria ha puesto al descubierto a lasalida de Cocentaina (proximidades de la Casa Navarro),respectivamente. Las alternancias climáticas würmienseshan permitido una disposición estratigráfica más neta enel primero de ellos, con sucesión de capas más arcillo-limosas, y de capas con mayor porcentaje de fraccióngruesa; la tonalidad responde a la fórmula 5YR. 5/6 (rojoamaril lento), y una gruesa capa de humus recubre suparte superior.

En el glacis de la Casa Navarro, la gran abundanciade cantos y gravas en todos sus estratos impiden en ocasio-nes del imitar con exactitud su desarrollo. Tan sólo en losestratos d y c, parece comprobarse un aumento de la matrizarcillosa. Su coloración es semejante a la anterior (5YR. 6/6amarillo-rojizo).

Una vez se sobrepasa en dirección S el arco que des-cribe el diapiro de San Cristóbal, y la localidad de Cocen-taina, los depósitos de piedemonte disminuyen su espesor(si bien aún lo conservan un tramo, cuando las condicio-nes topo-estructurales así lo permiten), a la vez que cambiatambién su composición, pues al entrar en el dominio delsurco periférico, la alimentación kárstica y cryoclásticadisminuye considerablemente. La intensa urbanizaciónde todo este tramo ha desvirtuado por completo las super-ficies de glacis, que pierden prácticamente su entidad.

2.2. Superficies glacificadas menores

En el valle del Troncal, el desarrollo de los glacis no esuniforme; partiendo del knick situado a 900 m. alcanza unrecorrido máximo de 650 m. y mínimo de 200m. Esta desi-gualdad obedece a la poca potencia de transporte que tie-nen los barrancos que descienden del Alto del Soterrani yque, tras encajarse sobre las series senonienses, reducen supendiente. Estos glacis de acumulación, con un trazo afavor de los buzamientos (glacis de revés), ven disminuirsu inclinación conforme nos alejamos del contacto mon-

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lañoso pasando de 18 a 5° en dirección a su nivel de base,situado al SW, en el valle del Troncal. El corte VII recogelos rasgos característicos de este tipo de glacis con tonali-dades rosáceas (5YR. 7/4), y cantos menos angulosos y demenor tamaño que en el caso anterior, que presentan en suestrato superior un encostramiento calcáreo, debido a cir-culaciones hipodérmicas de unas aguas de origen kársticoque precipitan, por capilaridad, el carbonato calcico di-suelto en la superficie del depósito, en un medio climáticodesecado (altos índices de ETP, en una cuenca topográficaprácticamente cerrada, dentro del dominio seco).

En el valle de Bocairente, tanto por sus espesorescomo por su desarrollo, este tipo de morfología es muypoco importante. Son glacis de acumulación de débil pen-diente (igual o inferior a 5°), que dado el cabalgamientoestratigráfico se convierten en glacis de frente, y que tansólo aparecen modelando una reducida franja al N deBañeres; conforme nos acercamos a Bocairente la catego-ría de glacis desaparece, convirtiéndose en simples acu-mulaciones de piedemonte poco importantes. El estrecha-miento del valle en este sector provoca que el desplaza-miento de materiales transportados por los pequeños ba-rrancos que descienden del Morro del Porc alcance tansólo 300 m. de recorrido desde el knick situado a 780 m. Lapendiente topográfica mínima determina también quehaya una selección en el transporte, de tal modo que eltamaño de los cantos va disminuyendo en su composiciónconforme se aleja de la superficie montañosa (9). El corteVIII muestra claramente el poco espesor del depósito y elpredominio de material fino arcillo-limoso; alcanzandoeste tramo final tan sólo los materiales gruesos transporta-dos en un momento de intensificación de la corriente.

248


1 Diversos autores han puesto de manifiesto la intervención yfuncionalidad que aún hoy tienen los procesos de destrucciónde la roca, como modelado de características frías en regionesmediterráneas, de entre estos trabajos, y por su proximidad a lazona de estudio, destacan los referentes a la actividad crioclás-tica en Bernia. Vid. MORALES GIL, A.; BRU RONDA, C, yBOX AMOROS, A.: "Morfología en la umbría de ja sierra deBernia",Investigaciones Geográficas n° 1, Insti tuto Universitariode Geografía, Universidad de Alicante. 1983 pp. 117-145; y enla Sierra de Aitana. Vid. ROSSELLO VERGER, V.M.: "Loscanchales de montaña calcárea y los factores termoclásticos",Actas cíe la II Reunión Nacional del Grupo Español de Trabajo delCuaternario, Jaca, 1975, pp. 223-233.

2 TRICART, J. el CAILLEUX. A.: Traite de Géomorphologie. T. II:Le modelé des Regions Périglaciaires. Edit. SEDES. París, 1967,p.347.

3 BERNABÉ MAESTRE, J. M. y CALVO CASES, A.: "Algunosejemplos de vertientes canti l- talud en les Valls d'Alcoi". Cua-dernos de Geografía, Dpto. de Geografía, Universidad de Valen-cia, n" 25, 1979. p. 137.

4 LA ROCA, N.: "Deslizamiento rotacional-colada de fango enlos valles de Alcoi( Mas de Jorda. Benillup)". Cuadernos de Geo-grafía n" 26. Dpto. de Geografía, Universidad de Valencia,1980, pp. 23-29.

5 Los términos y parámetros estadísticos aquí utilizados son lospropuestos por BRIGGS, D.J.: Sources and methods in Geo-graphy: Sedimenís. Butterworth and Co. (Publishers) Ltd. 1977,190 pp.

6 Esta identificación entre trazado hiperbólico y parabólico de

249

la curva granulométrica, con una acumulación forzada y libre,respectivamente, ha sido puesta de manifiesto en diversos tra-bajos sobre sedimentología, entre ellos, RIVIERE, A.: Méiho-des granulometriques,. Techniques et inlerprétations. Edit. Ma-sson. París, 1977,170 pp.: SANJAUME SAUMELL, E.: "El cor-dón litoral de la Albufera de Valencia: estudio sedimentoló-gico". Cuadernos de Geografía n° 14, Dpto. de Geografía, Uni-versidad de Valencia, 1974, pp. 61-96; FUMANAL, P.: "Estu-dio sedimentológico de la Cueva de la Cocina", Cuadernos deGeografía, n° 24, Universidad de Valencia, 1979, pp. 79-98.

7 DUMAS, B.: Le Levaní Espagnol. La gen ése du relief, Edit.C.N.R.S. Universidad de París, París, 1977, p. 290.

8 BERNABÉ MAESTRE, J. M.: "Red fluvial y niveles de terra-zas en la depresión de Cocentaina-Muro (Valls d'Alcoi)", Cua-dernos de Geografía, n° 25, Dpto. de Geografía, Universidad deValencia, 1979,p. 35.

9 Proceso semejante al que ha sido comprobado en las superfi-cies de galcis que modelan el valle del Vinalopó en su tramosuperior, vid. MATARREDONA COLÉ, E.: El Alio del Vina-lopó. Estudio geográfico, Insti tuto de Estudios Alicantinos,Excma. Diputación Provincial de Alicante, Alicante, 1982,p. 28.

250

APÉNDICE

CONCLUSIONESS

Al inicio de este estudio se trazaron las líneas metodo-lógicas a seguir, y cuya primordial finalidad era determi-nar el grado de actuación de diversos sistemas morfogené-ticos en el modelado de la Sierra de Mariola, haciendohincapié en la primacía de la karstificación.

Una vez finalizado dicho trabajo, puede afirmarsecasi rotundamente, que en efecto, el KARST se perfilacomo el agente erosivo de mayor intensidad. Las manifes-taciones kársticas en Mariola carecen de la espectaculari-dad que estas ofrecen en estas zonas, pero responde a lascaracterísticas de un típico karst de montaña mediterrá-nea, cuyo rasgo esencial y definidor sería la calificaciónde tectónico.

En efecto, la valoración de agentes positivos en laintensificación de este proceso sitúan en un primer y des-tacadísimo lugar a la actividad tectónica, y sus efectossobre la bóveda anticlinal son la causa de las desigualda-des que ofrece la disolución en las distintas unidadesgeoestructurales, especialmente entre las bóvedas tritu-rada y perforada. Así pues, el desarrollo del karst está ínti-mamente ligado a este hecho, al que hay que sumar otroselementos favorables (vegetación, pendientes, clima...),más que a una fitología determinada, ya que la corrosiónactúa indistintamente sobre calizas con un muy variado

253

índice de pureza. Si parece existir una clara preferenciapor materiales clacáreos cretácicos, de tal modo y en con-traposición, son muy poco importantes las manifestacio-nes de este tipo sobre el surco periférico de claro domi-nio mioceno.

El avanzado estado evolutivo del karst en Mariola haestado determinado por unas favorables condiciones cli-máticas desde la misma estructuración del núcleo anticli-nal, tanto frías/cálidas como secas/húmedas, condicionesque han permitido esa ininterrumpida acción en el tiemposeñalada por diversos autores. Los análisis hidroquímicosde las aguas emergidas del macizo calcáreo indican queaún hoy continúa el proceso de disolución, por supuestomuy poco importante pero favorecido por unos rasgos cli-máticos óptimos, en especial por la probada existencia deunas precipitaciones primaverales continuadas en el tiem-po (4-6 días, o incluso más) ligadas a temporales de Le-vante, y que nuestro caso se asocian directamente con laintensificación del proceso.

Aún reconociendo la superioridad del modelado kárs-tico en la configuración de esta zona, no debe olvidarse lapresencia de otros sistemas, en los que ha podido compro-barse una estrecha relación con el anterior. La convergen-cia manifiesta entre el karst y periglaciarismo apuntahacia un aumento de la destrucción de la roca por parte dela primera, alimentando así los depósitos periglaciares. Lomás importantes, sin embargo, esa conjunción entreambos sistemas que dominan en elevadas altitudes desnu-das donde se han cartografiado llanos crycorrosivos, bajola denominación de superficies cryptokársticas.

Por su parte, la actuación del periglaciarismo en tiem-pos pasados fue muy intensa, prueba de lo cual son lasespesas coladas solifiuidales del núcleo NE. Más recientesson los canchales situados a unos 1.000-1.100 metros dealtitud en cuya alimentación contribuyen también losefectos erosivos de las raíces de las plantas y la diaclasá-

254

ción de las series íitológicas.. Como conclusión, se ha com-probado cómo tan sólo en ese núcleo NE puede hablarsede auténtica manifestación periglaciar, en otros sectoresuna combinación de causas permite la génesis de estasformas.

La vinculación de la morfología semiárida, modeladode valles y depresiones periféricas, con el karst es aún sicabe más estrecha, ya que este último es la principal fuentede alimentación.

Es indudable que en un trabajo de estas característi-cas, cuyo planteamiento inicial era determinar el papel ygrado de intensidad de la morfología climática, dejaabierta numerosas puertas a futuras investigaciones sobretemas que en un principio desvían su rumbo de ese pri-mordial objetivo.

La extensión e importancia de estos temas permiten,sin duda alguna, trabajos monográficos de gran interés;entre ellos, y junto al comercio de la nieve y el aprovecha-miento hídrico de las aguas subterráneas, destaca el rela-cionado con la abundancia y variedad de plantas aro-máticas que han convertido a Mariola en un foco demáxima atracción en el comercio y explotación de éstas,incentivo de dos actividades económicas tan resonantescomo el cultivo de la miel y el abastecimiento de herbola-rios valencianos.

255

Fig. 26.- Diagramas cle barras de la fraccidn cantos.

256

Fig. 27.- Porcentaje granulométnco de la fracción fina.

Fig. 28.- Campanas de Gausen.

257

Fig. 29.- Histogramas de frecuencia de la fracción fina.

258

Fig. 30.- Curvas acumulativas.

259

Fig. 31.- Mapa geomorfológico general.

260

262

CUADRO XIX,

eralM de ima BuestrM anallzadas

CUADRO XXI

dices gr ami lo«t trie

CUADHO XXPorcentajea obtenidoa para coda fraccifin

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