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MORFOLOGÍA EN LA UMBRÍA DE LA SIERRA DE
BERNIA
A. Morales Gil, C. Bru Ronda y M. Box Amorós
El área de estudio que se analiza a continuación se ubica en el complejo anticlinal de la
Sierra de Bernia, el cual queda localizado a 10 Km al SW del municipio de Benisa en un tramo
del litoral alicantino perteneciente a las Béticas, y dentro de ellas, al sector geológicamente
definido como Prebético meridional.
El objetivo de este trabajo se inserta en el concepto de la geomorfología climática y,
concretamente, en los fenómenos del modelado que comporta el sistema periglacial, en el cual
distinguiremos las actuaciones de este periglaciarismo en épocas cuaternarias pasadas, de la
posible existencia de una dinámica periglacial actual en este ámbito.
Respecto a la presencia y permanencia de este tipo de morfología, TRICART1 indica que
ha tenido y mantiene un desarrollo espacial muy amplio, no quedando solamente relegado a las
altas latitudes, sino que se manifiesta igualmente en las altas altitudes, e incluso, en zonas
templadas y en orografías cercanas al Mediterráneo, como es el caso que nos ocupa dentro de
las Béticas.
La morfogénesis periglacial que vamos a estudiar ha necesitado de la interacción de
diversos factores tanto físicos como biológicos para conformarse, a diferencia del fenómeno
glacial, que es sustancialmente climático. En esta interacción encontramos: factores estructurales
(litología, estructura y topografía), factores climáticos (altitud y orientación [118], temperatura,
humedad y exposición), y por último, factores biológicos como poblamientos vegetales, ganado
trashumante y la acción antrópica, que acentúa o modifica al conjunto final. La actuación de
estos distintos elementos origina diversas formas periglaciares, entre las cuales hemos localizado
en este sector los modelados sobre vertientes, destacando, los canchales de gravedad gelifractos
o derrubios ordenados y lóbulos de gelifluxión. Su ubicación responde, pues, a una serie de
premisas que, en el caso de los derrubios ordenados, se deben a una necesidad muy concreta de
localización en base a la interacción de estos elementos ya que, preferentemente, se encuentran
rellenando concavidades al pie de las cornisas cuya litología es friable y apta para estos procesos
de gelifracción.
Dentro de estas premisas que han sido expuestas en otros estudios2 , cabe destacar la
necesidad de una importante cornisa rocosa que presente una litología masiva y friable; una
concavidad al pie de esta cornisa que presente una base lo suficientemente ancha para que se
desarrollen los taludes y con una cierta inclinación (30º-35º); la influencia de una climatología
propicia con la presencia de continuos ciclos hielo-deshielo y, por último, una orientación (N)
al resguardo de los rayos solares.
1
TRICART, J.: Traité de Geomorphologie. T. II: Le modelé des regions periglaciaires. Edit. SEDES. París,
1967.
2
MORALES GIL, A. et alter: Formas periglaciares en las Cañadas del Teide (Tenerife). Edit. Aula de Cultura
del Cabildo Insular de Tenerife. Santa Cruz de Tenerife, 1977.
ROSSELLÓ VERGER, V.M. y BERNABÉ MAESTRE, J.M.: «La montaña y sus valles: un dominio
subhúmedo» en LÓPEZ GÓMEZ, A. y ROSSELLÓ VERGER, V.M.: Geografía de la provincia de Alicante.
Excma. Diputación Provincial de Alicante. Alicante, 1978 p. 104.
GÓMEZ ORTIZ, A.: Síntesis geomorfológica del alto valle del Segre. Dpto. de Geografía. Univ. de Barcelona,
1981 p. 34.
En relación a este planteamiento, la zona que se describe seguidamente presenta unas
características bastante apropiadas para la formación de estos canchales gelifractos, si bien hay
que analizar toda una serie de factores paralelos y coincidentes que nos pueden confirmar o, por
lo menos, ayudar a discernir el valor morfológico que hoy en día suponen los mecanismos de
hielo-deshielo en el suelo.
Es ésta una óptica integradora de todos los factores que inciden en la morfología del
paisaje de este ámbito del Mediterráneo. Por ello, metodológicamente, se ha realizado un estudio
de los aspectos geológicos, estructurales y litológicos de las unidades de relieve, analizando, a
continuación, el clima que incide sobre este sector, y la biogeografía del medio. Por último, se
interpreta la morfología resultante para lo cual se han realizado una serie de muestreos y su
interpretación con el diagrama [119] de POSER y análisis de laboratorio que van a verificarnos
la procedencia de estas formas.
ASPECTOS GEOLÓGICOS, LITOLÓGICOS Y ESTRUCTURALES
El área estudiada se enmarca en el contexto del Prebético meridional alicantino, en el que
se incluye la serranía de Bernia. Ésta constituye una alineación montañosa enclavada en la
comarca de la Marina y que, con una orientación NW-SE, desciende suavemente desde el N de
Callosa d’Ensarriá hasta el Mediterráneo, en el Moro del Toix, donde separa, a través de ese
contrafuerte, dos arcos concéntricos estructurales abiertos al mar en las costas de Calpe y Altea
que albergan ambos sinclinales de sedimentación miocena. Dan estos sinclinales un paisaje
modelado sobre suaves lomas disecadas por la acción de las aguas de arroyada, realizando el
cierre semicircular, unos relieves montañosos que no sobrepasan la altitud de la Sierra de Bernia,
por ello, se entiende que dicha serranía resalte en todo este sector en el que se desarrollan los
amplios sinclinales.
A lo largo de sus casi 12 Km de longitud, la afilada crestería de Bernia mantiene un
rumbo constante, contrastando la sencillez de su forma en el paisaje con la complejidad
geológica que muestra en los planes generales. Se trata de un anticlinal de base
oligocena-aquitaniense que soporta una estructura cretáceo-eocena deslizada. El núcleo anticlinal
puede verse muy bien a lo largo del Barranco del Mascarat, que aprovecha una falla, cortando
la estructura de N a S, entre la Sierra del Toix y la pedriza de Bernia, aquí las calizas pierden la
estratificación y pasan a ser una masa compacta triturada. A ambos lados de dicho barranco, al
N y al S, las capas vuelven a tener estratificación y buzan 60º y 80º.
En la prolongación de la Sierra hacia el W, el anticlinal cierra violentamente en el
término de Callosa d’Ensarriá en una especie de cierre periclinal y realiza el ensamblaje con la
Sierra del Ferrer, quedando la prolongación W de sus capas, cortada por la falla de Bolulla.
La dirección NW-SE que mantiene constantemente el anticlinal oligoceno es anómala
en la tectónica regional, con la presencia de fallas dextrógiras3, al igual que es curioso observar
el hecho que se da en la cornisa de esta sierra donde está el Pico de Bernia (1.128 m), que ofrece
un magnífico ejemplo de un paquete de calizas lutecienses, descansando [120] limpiamente sobre
la charnela anticlinal del Oligoceno-Aquitaniense. Con ello, la crestería del E y del centro es
sustituida por una eocena en la parte occidental. En el plano general, se aprecia bien la inflexión
hacia el S de las capas desplazadas oligocenas para dejar paso al Eoceno. Complicando más las
cosas, el aspecto exterior de ambas calizas es el mismo y la sierra desde lejos da la sensación de
ser una crestería homogénea y continua.
Subiendo por la carretera que va de Benisa a Bernia, se puede ver hundirse, casi
3
RODRÍGUEZ ESTRELLA, T.: Geología e hidrología del sector Alcaraz-Lietor-Yeste (Prov. de Albacete).
Síntesis geológica de la zona Prebética. I.G.M.E. Madrid, 1979 p. 217.
verticales, y con una inflexión violenta, las capas del Oligoceno que son, lateralmente,
remontadas por las calizas eocenas. Este hecho da idea de las tensiones tectónicas y de las
presiones que han sufrido los distintos paquetes estratigráficos, hecho éste que se refleja en las
múltiples fallas que cruzan Bernia de N a S y que son fallas de desagarre (Bolulla y Mascarat,
entre otras), así como también se puede observar la profusión de diaclasas que afectan a los
estratos.
Adosado a Bernia, encontramos otro anticlinal que conviene analizar, el cual queda
constituido por la Solana, Tosal Navarro (o Loma Larga) y Tosal Gros, formando un conjunto
monoclinal que no es más que un espolón de la Sierra de Bernia que arranca del flanco N
perpendicular a ella, en el sector de la pedriza y lo hace dividiendo a esta sierra en dos sectores
W-E. Las capas del anticlinal, con dirección SE-NE, se curvan abriéndose en abanico para
adaptarse por el sur a la dirección de la Sierra de Bernia que es ESE, hecho éste de gran
trascendencia por la violencia del encuentro en las direcciones opuestas.
La importancia del contacto entre estas dos estructuras anticlinales radica en la
delimitación del dominio analizado, ya que a partir del encuentro con este espolón se desarrolla
el sector de máximas altitudes que culmina hacia el W en el Pico de Bernia (1.128 m) y va a ser
en este sector, que se desarrolla al pie de la cornisa, donde se encuentran los primeros restos de
morfogénesis periglacial.
Litología.- Estas unidades estructurales del Prebético meridional alicantino presentan,
básicamente, dos tipos de materiales; en la base de los anticlinales aparecen margas oligocenas
de color salmón y conglomerados, arcillas y calizas organógenas con Lepidocyclinas y margas
y margocalizas tipo Flysch con foraminíferos; en las cumbres, sobre las que desarrolla el
modelado periglacial, se encuentra el Oligoceno de los tramos superiores compuesto por calizas
masivas, en ocasiones brechoides y que alcanzan en este sector de la Sierra de Bernia su máxima
potencia. El Eoceno que remonta el área N de la charnela de Bernia, y que constituye el principal
material del que se nutren los canchales, está compuesto de un paquete de calizas organógenas
con Nunmulites que tiene una potencia considerable. Este tipo de rocas calcáreas sedimentarias
[121] de origen orgánico son calizas de acumulación, constituidas por la cementación de
caparazones de animales muertos, alcanzando estas calizas nunmulíticas con foraminíferos una
gran extensión a principios del Terciario, en el Paleógeno, originadas en los mares cálidos a poca
profundidad y sobre fondos planos, formándose en períodos largos dilatados y carentes o muy
pobres en sedimentación detrítica. Estas rocas calcáreas contienen por lo menos un 50% de
carbonato cálcico, con una dureza 3, dan efervescencia en frío con los ácidos y, aunque son muy
poco solubles en agua pura, son solubles en agua cargada de gas carbónico (hasta 2mg/l) debido
a la formación de bicarbonato cálcico.
Estas calizas biohérmicas de grano medio a grueso y disyunción regular aparecen
netamente estratificadas en bancos de potencia variables entre 0,50 y 0,80 m con una franca
orientación sinsedimentaria de sus elementos biogénicos que simulan una falsa esquistosidad.
La componente principal es la caliza, con cantidades menos importantes de dolomías y aragonito,
y pequeñas porciones de calcedonia, cuarzo y silicato.
La abundancia y distribución de los fósiles que alberga esta roca es causa determinante
de su estructura, que es bastante porosa, por lo que está sometida a reacciones químicas, sobre
todo durante el proceso de diagénesis, con una absorción durante este proceso del magnesio
disuelto en el agua del mar (dolomitización del aragonito y, en menor medida, de la caliza).
Debido a esto, presenta una profusión de drusas y cavidades tapizadas de cristales y rellenas de
arcilla residual. Frecuentes son también las estructuras de separación (brechas
intraformacionales) y formas de disolución química con redeposición de la fracción insoluble
(especialmente arcillas y óxidos de hierro). Las reacciones químicas han dado lugar, en todo el
sector, a precipitados de carbonato cálcico presentes en las formaciones de calcita en las que se
encuentran los pianos de exfoliación romboédrica típica. Esta precipitación del carbonato cálcico
se produce cuando al provocarse la extrusión CO2 o de H2O líquida destruye el equilibrio en
favor del primer miembro y se da el precipitado (BELLAIR-POMEROL, 1974). Así, cuando se
origina una pérdida de H2O y se da una concentración por el hielo, acontece la formación de
calcita que puede cementar las gravas de los aluviones, como ocurrió durante los períodos fríos
del Cuaternario en el sector, formando una amalgama de cantos consolidados.
Esta litología terciaria, susceptible a los fenómenos kársticos y periglaciales, presenta
unas estructuras que se resuelven en estilos imbricados y cabalgaduras que nos sugieren una gran
intensidad en los plegamientos y de la tectónica que afectó a este sector, hecho que influirá
decisivamente en el diaclasamiento de las rocas a través de líneas de debilidad [122] estructural
y en los contactos litológicos de diferente resistencia. Estas acciones inciden en la cohesión de
la roca, en definitiva, en las especiales condiciones morfolitológicas que favorecen la actuación
crioclástica.
Tectónica.- En este sentido, podríamos hablar de la evolución del sector y su complicada
tectogénesis. Durante la etapa preorogénica y a partir del Lías medio superior, tuvo lugar en el
zócalo un hundimiento de bloques que dio lugar a unos cambios en la sedimentación. Fue
entonces cuando se diferenciaron la zona Prebética y la Subbética, e incluso, los distintos
dominios dentro de éstas. Ligado a esas fallas de zócalo, se produjeron en la cobertura unas áreas
de flexura que marcaron los límites entre facies y potencias de las series. Estas áreas ya
constituyeron, desde la etapa preorogénica, puntos débiles e inestables en los que el Trias pudo
actuar preferentemente, dando lugar a zonas levantadas, umbrales o, incluso, franjas diapíricas
embrionarias.
Al sobrevenir la etapa orogénica, estas áreas inestables de flexura y de cambios
estratigráficos importantes fueron las más vulnerables a fracturarse y desplazarse hacia el N, de
ahí que se asienten en ellas los cabalgamientos importantes (Eoceno superpuesto al Oligoceno,
como en el Klipper de Ifach, Serranía de Bernia y Sierra de Oltá) desplazamientos hacia el N,
a veces, de 15 y 30 Kms coincidiendo estos cabalgamientos con la separación de distintos
dominios paleogeográficos4. Las primeras fases de plegamiento para el sector comienzan a darse
entre el Eoceno y el Oligoceno, produciéndose en este último la fractura de las capas más
profundas que actúan de forma rígida. No obstante, durante la fase tectónica neoalpina (entre el
Burdigaliense superior-Langhiense inferior) se dio una tectónica más intensa que la anterior y
a ella se debe el plegamiento de la serie terciaria y la reforma de las estructuras plegadas
mesozoicas y eocenas. Afectará esta tectónica al flanco N de la Sierra de Bernia y, sobre todo,
a la cuenca miocena de Calpe.
La importancia de estos movimientos entre el Oligoceno y el Mioceno inferior se
caracteriza por dos movimientos isostáticos de signo contrario: -hundimiento de la cuenca
miocena del Calpe al N de Bernia, y -levantamiento del diapiro triásico de Altea, situado al SE
de Bernia. La banda de separación entre estas dos zonas sigue el eje actual del anticlinal, y se
encuentra entre las áreas isostáticas de signo contrario, siendo la línea preferente para el progreso
del diapiro hacia el W. Esta banda de separación que constituye Bernia se arruga y deforma por
la salida del Trias formándose el anticlinal actual oligo-mioceno de la Sierra de Bernia. Todo el
conjunto se fractura con fallas verticales que parten del [123] núcleo central del diapiro que
progresan, centrífugamente, durante todo el Mioceno medio, quedando dislocados y levantados
en el área central del mismo una serie de bloques o témpanos que abarcan desde el Eoceno al
Trias, los cuales se deslizan hacia el N y NE. Los deslizamientos, indudablemente de tipo
gravitacional, son diferenciales y de mayor intensidad en las capas plásticas que van funcionando
como superficies de despegue, siendo las series sedimentarias más altas y potentes las que
4
RODRÍGUEZ ESTRELLA, T. Op. cit. pp. 255-56.
alcanzan deslizamientos más extensos hacia el NE. Así, el Eoceno sobre su base de Eoceno
inferior plástico la rebasa en algunos puntos, siendo testigos de este hecho la Sierra de Oltá, la
estratigrafía corrida sobre la Sierra de Bernia, en el NW y también el klipper de Ifach.
En toda esta evolución tectónica, no hay que abandonar la idea de que esta eclosión
diapírica está íntimamente ligada a las fallas de zócalo a las que se ha aludido y que se
revitalizan en esta etapa tectónica.
Por último, una fase de plegamiento o tectónica de reajuste, caracterizada para la región
valenciana por MONTENAT y a la que atribuye una edad postpliocena y postvillafranquiense,
dará lugar a estructuras con pliegues y fallas inversas5.
De todas estas fases de plegamiento que hemos analizado se desprende la importancia
que tuvieron aquí estas fases tectónicas y que hacen que se incluya este sector, al igual que otros
pertenecientes al Prebético, como uno de los más tectonizados de la Península, sin olvidar, por
último, que durante todo el Cuaternario prosiguen estas pulsaciones aunque muy atenuadas.
De la intensidad y complejidad de la tectónica que afectó a esta zona, se entiende que
entre los factores que contribuyen a la disgregación de las rocas, el diaclasamiento sea, para este
caso, un hecho primordial y más cuando es el hielo el que actúa en esa disgregación como agente
principal. El hielo va a rellenar los intersticios vacíos entre esas microformas frecuentes en las
calizas y que estallan ante la presión considerable que ejerce el agua al helarse, provocando la
gelifracción. El fenómeno de diaclasamiento y, en relación a lo antes mencionado, se vincula a
los hechos acaecidos durante el Mioceno inferior-medio, principalmente.
Los movimientos tangenciales dieron lugar a la formación de los relieves y a unas
fracturas verticales. Posteriormente a estos movimientos tangenciales, en los que domina
claramente un estado de comprensión general, estos esfuerzos ceden en su empeño y tiene lugar
una fase de reajuste de bloques, es decir, viene un estado de descompresión o distensión [124]
que origina gran cantidad de fallas y diaclasas normales a las anteriores, que afectan, sobre todo,
a los materiales rígidos6. Estas diaclasas producidas por el relajamiento de la presión tras los
esfuerzos tectónicos se deben a un proceso de descarga y son, en muchos casos, virtuales, como
si fueran vetas en las rocas y únicamente se descubren cuando entra en juego el proceso de
disgregación formando entonces grietas que se pueden agrandar y que dividen a la roca en
fragmentos.
La acción disgregadora del hielo ante esta roca desnuda y diaclasada es muy activa, sobre
todo en la cornisa de la que se nutre el talud, donde en base a la verticalidad impide la existencia
de un tapiz vegetal que la recubra y resguarde de esta acción directa. Sin embargo, en oposición
a esto último, al pie de la cornisa donde las verticalidades se reducen un poco, las diaclasas son
ocupadas por ciertos organismos que actúan mecánicamente sobre el relieve, en especial las
plantas que colonizan estas diaclasas y cuyas raíces ensanchan las grietas y dislocan los bloques,
aunque este aspecto será analizado posteriormente.
CONDICIONAMIENTOS CLIMÁTICOS
A la hora de analizar las condiciones climáticas en la zona donde se ha desarrollado el
trabajo se presentó en primera instancia un problema, sin lugar a dudas, importante: la
inexistencia de un observatorio meteorológico con cuyos datos poder poner de manifiesto de la
5
MONTENAT, Ch.: «Pliocene Superieur et Villafranchien dans le Levant espagnol (Murcie-Alicante)» Boletín
Geológico y Minero T. XXXII pp. 52-58.
6
LERET, G. et alter: Memoria y hoja del Mapa Geológico de España E. 1:50.000 de Elda (nº 817). I. G. M. E.
pp. 52-53.
manera más próxima a la realidad las situaciones climáticas imperantes en dicha área.
El observatorio más cercano es el de Benisa-convento, a unos 10 Km en línea recta de
la zona de canchales estudiada, del cual hemos extraído una parte de los datos pluviométricos
y la totalidad de los registros térmicos. Lógicamente, la utilización de estos datos entrañaba el
problema de la diferente altitud a la que se encuentran situados ambos puntos, de manera que
para subsanar dicho inconveniente, sobre todo desde el punto de vista térmico, se hayan tenido
que extrapolar las series con la utilización del gradiente de estado medio del que ha resultado una
diferencia de 5,2ºC entre ambas localizaciones. De todos modos, la simple referencia a unos
datos más o menos trabajados no hubiera sido lo suficientemente clarificadora si no se hubiera
podido contar con la valiosa información que el Padre Arbona, observador oficial de la estación
Benisa-convento, recogió en sus registros diarios, anotando en sus libros no sólo lo que acontecía
en dicho lugar sino también en sus [125] alrededores, de ahí que se hayan podido contabilizar
los días de nieve en Bernia, factor de principal magnitud para la explicación de los fenómenos
perigiaciales.
Planteamiento dinámico.- El área de estudio se encuentra inserta en el sector meridional
de la zona templada, en el contacto con las altas presiones subtropicales.
El factor fundamental es la presencia del anticiclón de las Azores, célula de origen
dinámico que oscila a lo largo del año con arreglo al mecanismo cósmico de las estaciones. En
invierno queda acantonado por bajo de los 35º L. N., mientras que en verano presenta una
ganancia latitudinal llegando a los 40º-45º L.N. La presencia de este máximo depara, por su
mecanismo de subsidencia, sequía y cielos despejados. Sin embargo, su trascendencia es de vital
importancia no sólo por este hecho sino también porque en función de su posición actúa como
elemento desviador de la trayectoria de los ciclones extratropicales que ven así dificultado su
ingreso en el Mediterráneo.
Por otra parte, frente a este predominio estival de la cobertura anticiclónica, el resto del
año la Península Ibérica se encuentra inmersa en la circulación general del W, y, lógicamente
barrida por los individuos ciclónicos del frente polar que, sin embargo, poseen una escasa
trascendencia pluviométrica en el área del SE peninsular por su situación de sotavento respecto
a dicho flujo. Únicamente, estos ciclones noruegos pueden ser responsables de precipitaciones
cuando después de su penetración en el Mediterráneo son revitalizados por el contacto con esta
superficie marina cálida.
Aparte de estos hechos claros, cobertura del anticiclón de las Azores durante el verano
y dominio de la circulación general del W en el resto del año, aparecen otra serie de situaciones
que, por supuesto, no poseen un carácter permanente, pero cuya efectividad es manifiesta. Así,
en cuanto a situaciones anticiclónicas se refiere, el máximo centroeuropeo, el ruso-siberiano o
el finlandés, pueden proyectar sobre la Península aire extremadamente frío que haga bajar de
manera considerable los registros térmicos. Tampoco los mínimos barométricos que inciden en
el área poseen una categoría y permanencia suficiente, tan sólo cabe destacar la existencia de una
zona depresionaria en el Mediterráneo occidental, resultado de la presencia de bajas presiones
de origen vario.
Características climáticas de la comarca.- A la hora de encuadrar el área de estudio
dentro de un contexto de climatología regional, se ha tenido en cuenta el índice de Thornthwaite
cuyo balance hídrico ha permitido [126] la clasificación de la misma como C1B2’da’, es decir,
como un clima seco subhúmedo mesotérmico con pequeño exceso de agua y baja concentración
de la eficacia térmica7; en base a este parámetro, CLAVERO PARICIO8 incluye este sector en
la periferia de la fachada lluviosa del macizo de Alcoy, donde el ritmo estacional de las
precipitaciones presenta una distribución otoño-invierno-primavera-verano, propio de la llanura
litoral. El período seco es muy pronunciado, afectando además de a julio y agosto, en ocasiones,
a junio o septiembre. La nieve es poco frecuente, oscilando entre 0,4 días en Callosa d’Ensarriá
y el máximo de 2,9 en Agres.
Por supuesto, uno de los problemas que encuentra cualquier investigador de la
climatología es la escasez de observatorios en altura; esta deficiencia le obliga a enmarcar toda
una zona dentro de un mismo contexto climático, sin embargo, la altitud juega un papel
fundamental, así como la exposición de cara a matizar unos factores u otros; por lo tanto, se ha
de considerar que, en este caso, la Sierra de Bernia constituye un microclima en el que los
registros obtenidos en Benisa aparecerán modificados por la impronta del relieve.
Análisis de temperaturas.- A la hora de analizar los registros térmicos, el primer
problema planteado fue el de encontrar series continuas y completas que abarcaran un período
de tiempo suficientemente amplio, de ahí que se haya tenido que trabajar para establecer el
régimen térmico sólo con los datos del intervalo 1970-1981, recogidos en el mencionado
observatorio de Benisa-convento. El estudio de esta serie ha dado como resultado la existencia
de una temperatura media anual de 16,2ºC. El mínimo se registra en el mes de enero,
alcanzándose las temperaturas máximas durante los meses de julio y agosto.
Sin lugar a dudas, es el registro de las temperaturas mínimas el que a efecto del estudio
de los fenómenos periglaciales alcanza mayor importancia. Para realizar dicho análisis se ha
efectuado un vaciado de los registros día por día en el período mencionado. Como ya se ha
dicho, el inconveniente de la diferencia de altitud entre el observatorio utilizado (300 m sobre
el nivel del mar) y la cornisa culminante de Bernia a cuyo pie se asientan los canchales (aprox.
1.100 m sobre el nivel del mar), se subsanó con la utilización del gradiente de estado medio de
cuya aplicación han resultado los siguientes datos: [127]
MES
Nº medio de días con t=0ºC/t <0ºC
Enero
4,8
Febrero
4,2
Marzo
4,0
Abril
1,6
Octubre
0,1
Noviembre
1,4
Diciembre
2,6
De este cuadro se desprende que el período frío se extiende de noviembre a abril, siendo
los meses de enero y febrero los que registran el mayor número de días con temperaturas de 0ºC
7
BRU RONDA, C.: «El sinclinal de Benisa-Teulada. Estudio morfoestructural e hidrológico». Dicho artículo
forma parte de esta revista.
8
p. 63.
CLAVERO PARICIO, P.L.: Los climas de la región valenciana. Resumen de Tesis Doctoral. Barcelona, 1980
o por bajo de dicho umbral, con un ligero predominio del mes de enero.
La temperatura media mínima alcanza un valor de 2,3ºC, siendo la temperatura mínima
extrema la registrada el día 2 de enero de 1971 con -7,7ºC. En líneas generales las situaciones
que provocan registros iguales o inferiores a 0ºC vienen determinadas por la afluencia de aire
polar continental, vehiculado por isobaras cuya trayectoria envía desde el área centro-europea
vientos de componente NE con un trazado prácticamente rectilíneo hasta las áreas levantinas.
La invasión de este aire polar suele tener una duración de varios días, así, ese registro de -7’7ºC
es el resultado de una ola de frío que comenzó a generarse en los últimos días de diciembre de
1970 con un potente anticiclón térmico ubicado al NW del archipiélago británico y extendido
por toda Europa occidental, de manera que, por la disposición de sus isobaras, canalizaba hacia
las tierras valencianas, a través del pasillo del Ródano, un flujo de aire extraordinariamente frío
y que culminó en los días 2 y 3 de enero de 1971 con registros térmicos de -7,7ºC y -6,8ºC en
Bernia, respectivamente.
Las precipitaciones.- Uno de los factores básicos de cara a la explicación de los
fenómenos del modelado en la zona de estudio es la existencia de un elemento, el agua, cuya
acción se manifiesta de múltiples formas: disolviendo la roca, es decir, originando procesos de
karstificación, permitiendo la presencia de una vegetación que actúa química y mecánicamente,
además de dar lugar a fenómenos de crioclástica cuando las temperaturas ambientales caen por
bajo de 0ºC.
Para su estudio se han analizado los datos recogidos en dos observatorios, el de
Benisa-convento y el de Pinos, dependiente del primero. Las series utilizadas, en el segundo de
los observatorios mencionados, no son lo suficientemente amplias como para permitir una
caracterización climática que se ajuste a las condiciones reales, pero de su comparación sí
pueden extraerse una serie de consecuencias válidas. El hecho de que [128] se hayan utilizado
series tan breves obedece a la razón de la inexistencia en dicho observatorio de registros más
amplios temporalmente, aunque los mismos pueden dar una visión de conjunto, sobre todo, de
cara a matizar las diferencias entre ambas ubicaciones.
El observatorio de Benisa-convento, como ya se ha dicho, se encuentra situado a unos
10 Km del área de estudio, mientras que el de Pinos se haya ubicado al pie mismo de la Sierra
de Bernia, en la vertiente donde aparecen los canchales analizados en el presente trabajo. Las
diferencias entre uno y otro vienen a corroborar la idea, antes expuesta, del microclima que
genera Bernia por su altitud y exposición.
El período utilizado para el observatorio de Benisa-convento ha sido de 1955-1979 y para
el de Pinos de 1969-1977. En el primero, la precipitación media anual es de 543,9 mm, mientras
que en el segundo alcanza los 636,3 mm. Dichos totales se reparten a lo largo del año de manera
distinta en uno y otro, así en Benisa el ritmo estacional de las precipitaciones es
otoño-invierno-primavera-verano, en el período estudiado y con muy escasa diferencia entre los
registros de otoño e invierno; en el observatorio de Pinos, el ritmo estacional varía a
primavera-invierno-otoño-verano. Este hecho puede tener una gran trascendencia para la
explicación de los fenómenos periglaciares puesto que es, precisamente, en invierno cuando en
Pinos se produce el 29,3% de la precipitación anual y la mayor parte de los registros térmicos
por bajo de 0ºC (58%).
Al igual que con el análisis térmico se ha efectuado un vaciado día por día de los totales
pluviométricos, en ambos observatorios, haciendo especial hincapié en aquellos días donde la
temperatura quedaba por bajo del umbral mencionado. De dicho estudio se puede extraer la
conclusión de que entre ambas localizaciones existe una diferencia cuantitativa. En primer lugar,
en el observatorio de Pinos son menos numerosos los días en que coinciden temperaturas por
bajo de 0ºC y precipitaciones (38,8% y 42,8% en Benisa), y en segundo lugar, en los días en que
ambos fenómenos son coincidentes en los dos observatorios utilizados, el de Pinos registra una
mayor cuantía pluviométrica.
De ello se desprende el efecto orográfico que ejerce la Sierra de Bernia, máxime teniendo
en cuenta que en los días en que se producen precipitaciones, el viento predominante es de
componente NE o NW, direcciones que por la propia disposición de este murallón montañoso
hacen que los flujos de aire cargados de humedad choquen contra él y en su ascenso
experimenten un fenómeno de condensación suficientemente importante como para que se
produzca en esta vertiente la descarga de precipitaciones.
A ello hay que añadir que, indudablemente, no todos los días en que [129] se registran
temperaturas inferiores a 0ºC se producen precipitaciones, pero es de destacar el hecho de que
en una proporción importante, éstas han tenido lugar en días anteriores a dicho registro, lo que
es un factor crucial de cara a la explicación de fenómenos geomórficos periglaciares. Así por
ejemplo, entre los días 10-12-14-15-18 de Diciembre de 1975 cayeron en Pinos un total de 106,5
mm y desde el día 21 al 27 del mismo mes se registraron en Bernia temperaturas inferiores a 0ºC.
Del estudio realizado se desprende que en Benisa, en el 57,1% de los casos la precipitación se
produjo en días anteriores al registro por bajo de 0ºC, mientras que en Pinos dicho porcentaje
alcanza un valor del 61,1%.
Por lo que se refiere a los días de nieve en Bernia, su contabilización ha sido posible,
como ya dijimos, gracias a las anotaciones del padre Arbona en el observatorio de
Benisa-convento, así, en el período analizado (1969-1981), de un total de 289 días con
temperaturas inferiores o iguales a 0ºC en Bernia, 6 han registrado precipitación en forma de
nieve, lo que supone un porcentaje del 2,0%.
Otro de los factores a tener en cuenta en la dinámica periglacial es el de la existencia de
humedades relativas elevadas que oscilan entre el 64% en el mes de Enero y el 68% en el de
Julio, cuantificadas para dicho sector por CLAVERO PARICIO9. La presencia de un aire
cargado de considerable vapor de agua es muy importante si se tiene en cuenta el efecto de pared
fría que posee la crestería de Bernia. Este efecto contribuye a transformar ese vapor de agua, en
ocasiones, en escarcha cuya acción morfogenética coadyuvaría, aunque en menor medida, a la
destrucción de la roca.
En el análisis de las precipitaciones no solamente se ha de tener en cuenta el total
pluviométrico sino que se ha de contar, igualmente, con un factor de vital importancia por su
condición de agente erosivo: la intensidad. Las lluvias en este sector, como en la casi totalidad
del SE peninsular, poseen un carácter tormentoso y su génesis va ligada íntimamente con la
formalización de procesos de gota fría, de manera que en ocasiones en un solo día puede caer
un porcentaje muy importante del total anual. Así, por ejemplo, en el período 1955-1979
estudiado en la estación de Benisa-convento, el día 6 de Octubre de 1971 cayeron un total de
244,0 mm, lo que supuso el 26,0% del total anual (907,8 mm). Indudablemente, la acción
morfogenética de estas precipitaciones, producidas por una combinación de mecanismos
(embolsamientos de aire frío en altura, exageración del gradiente térmico estático en la vertical,
disposición de las cadenas montañosas litorales, [130] etc.) juega un papel muy importante en
el desmantelamiento de las superficies rocosas.
LOS PROCESOS DEL MODELADO
Uno de los agentes elementales para explicar los fenómenos del modelado en la zona de
estudio es la humedad que se manifiesta de múltiples maneras, contribuyendo todas ellas a un
proceso de destrucción de las rocas. Entre estas formas destacan los procesos de karstificación,
9
CLAVERO PARICIO, P.L.: «Influencia del Mediterráneo en las precipitaciones del País Valenciano» en Notes
de Geografía física 1. Barcelona, 1979 pp. 15-16.
la presencia de formaciones vegetales, los efectos de la arroyada, los mecanismos de
condensación, etc.
La karstificación.- La forma más espectacular es, sin lugar a dudas, la existencia de
precipitaciones. Existe de forma general y por encima del agua natural una atmósfera
conteniendo gas carbónico. Este agua disuelve cierta cantidad de dicho gas10, existiendo una
proporción en el contenido del mismo entre el agua y la atmósfera antes de la penetración en el
suelo del agua de lluvia. La corrosión de las rocas calcáreas en la cornisa de Bernia se encuentra,
en gran medida, favorecida por la tectonización de la misma.
Sin embargo, este ataque erosivo se ve incrementado por la presencia de factores
bioquímicos, puesto que la existencia de un tapiz vegetal, tal y como el que aparece en este
sector diaclasado de la cornisa de Bernia, es un elemento importante en la producción de gas
carbónico. Además, en dicha cobertura, se pueden producir reacciones bioquímicas con
formación de productos corrosivos, entre los que destacan los ácidos húmicos que disuelven la
caliza. Igualmente, la descomposición de las materias orgánicas proporciona también ácidos que,
como el acético, butírico y oxálico, se combinan con los húmicos para atacar la roca calcárea
(RENAULT, Ph. 1971).
Estos procesos combinados originan un sistema erosivo cuya acción se manifiesta en la
destrucción progresiva de la roca caliza, haciéndola susceptible de ser atacada por otros
fenómenos geomórficos. El resultado de toda esta combinación de mecanismos es la aparición
de un importante proceso de karstificación en el que juegan de manera primordial una serie de
factores estructurales como son la litología, la tectónica y la estratigrafía.
Ya se ha dicho que, desde un punto de vista litológico, la cornisa de Bernia presenta una
componente a base, fundamentalmente, de calizas relativamente puras (50% de carbonato
cálcico) que han sido depositadas [131] en bancos cuyo espesor es considerable (0,50-0,80 m)
y a las que los efectos tectónicos han diaclasado, fracturado y desnivelado. Todo ello favorece
los procesos de karstificación, apareciendo tanto formas externas o epigeas como internas, si bien
son las primeras las que muestran un claro predominio a pesar de que la desnivelación o la
existencia de accidentes tectónicos en el interior de la masa calcárea tienen la suficiente entidad,
la composición litológica de la crestería no permite la aparición de una circulación kárstica
hipogea importante. Como queda dicho, es la karstificación superficial la más abundante, desde
los simples lapiaces, íntimamente ligados a las diaclasas y las dolinas, situadas preferentemente
en el encuentro de planos de estratificación con diaclasas y fallas11. Una de estas dolinas
localizadas presenta un aprovechamiento antrópico hoy abandonado, de manera que se encuentra
aterrazada siguiendo las curvas de nivel. El sumidero de la dolina origina, en función de la
intensa tectonización, una pequeña red hídrica hipogea cuyo estadio final es una resurgencia
aprovechada como abrevadero para los ganados que pastan en el área.
La arroyada.- Existe otra forma de actuación del agua y que se relaciona,
fundamentalmente, con la intensidad de las precipitaciones, así, ROSSELLÓ afirma que «sin
llegar a la categoría de escorrentía fluvial y dejando aparte la función física de la alternancia
humidificación/desecación, las lluvias o aguaceros torrenciales, sobre todo si son violentos,
desempeñan un papel en el desprendimiento, transporte, acumulación y clasificación de los
10
RENAULT, Ph.: La formación de las cavernas. Edit. Oikos-Tau (Colec. Qué sé?, nº 60) Barcelona, 1971 p.
38.
11
CORRA, G.: «Le rôle des facteurs structuraux dans la gènese et dans l’evolution des morphologies karstiques»
en Revue de Geographie alpine, 1978 nº 3 p. 263.
derrubios de ladera»12. Como ya se ha dicho, por la situación climática del área dentro del
contexto peninsular, una parte muy considerable de las precipitaciones se producen en las épocas
equinocciales y ligadas, básicamente, a procesos de gota fría o baja desprendida en altura. La
característica prioritaria de dichas precipitaciones es su fuerte intensidad horaria, de manera que
en ocasiones en un solo día puede caer más de la mitad del total anual. Lógicamente, el efecto
erosivo que estos chubascos torrenciales pueda tener sobre superficies más o menos disgregadas
por otros factores es importante, contribuyendo al arrastre de materiales y a su deposición en las
zonas de acumulación (canchales) aparte de posibilitar la movilidad de la masa pedregosa.
La acción de las plantas.- Un elemento íntimamente relacionado con la existencia de
humedad es la presencia de formaciones vegetales. [132] Las comunidades que aparecen en la
sierra de Bernia y, en general, en toda la comarca de la Marina pertenecen a las alianzas
Rosmarino-Ericion y Oleo-Ceratonion. De la primera se han encontrado diversas especies en la
crestería estudiada, destacando, entre otras, la Stipa juncea acomodada entre las diaclasas de las
rocas donde ejerce una importante labor erosiva de disgregación, la Erica multiflora que es
dentro de las ericáceas, la especie más adaptada a unas condiciones calcófilas, el romero
Rosmarinus officinalis, el espliego, lavándula, etc.
Igualmente, el palmito Chamaerops humilis, la única palmera que de forma autóctona
se presenta en el continente europeo13 perteneciente a la alianza Oleo-Ceratonion, aparece en la
crestería de Bernia a una altitud de 800 m. Se trata de una especie acomodaticia de condiciones
calcáreas que son las que se dan en el área de estudio, si bien, únicamente, se han encontrado
aquí dos o tres ejemplares, aunque conviene hacer la salvedad de que en áreas próximas, en la
misma sierra de Bernia, con unas condiciones climáticas más templadas, el palmito o margalló
es mucho más abundante y ello está en función de las limitaciones altitudinales de esta especie,
de manera que en la vertiente de solana se puede encontrar a altitudes similares mientras que en
la umbría su presencia se ve mucho más restringida.
La vegetación juega en un doble sentido puesto que, en ocasiones, actúa como un agente
erosivo mientras que en otros lo hace como elemento de fijación de los materiales. Así, la
vegetación en la cornisa de Bernia ejerce un papel destructor por cuanto que para poder
desarrollarse se enclava entre las diaclasas de la caliza y ello por dos motivos, en primer lugar,
porque es aquí donde en función de los procesos de disolución va a encontrar formaciones
pedogenéticas (terra rosa) donde poder enraizar y, en segundo lugar, porque es en ellas donde
mejor se conserva la humedad. De esta manera, las plantas, en su crecimiento, van desarrollando
raíces que actúan a modo de cuñas contribuyendo a disgregar las rocas, siguiendo los planos de
las diaclasas y a preparar a éstas para el transporte.
Por otro lado, sin embargo, existen otra serie de formaciones vegetales que han dado
lugar a una fosilización de parte de los canchales y a un mantenimiento de pequeños sectores de
la cornisa, destacando entre ellas la hiedra Hedera helix, especie típica de los bosques
centroeuropeos húmedos. En los canchales se ha encontrado en las partes marginales de los
mismos, sobre todo donde existen acumulaciones de materiales gruesos, donde los troncos de
la hiedra se desarrollan entre [133] las piedras formando una tupida red que juega un
extraordinario papel estabilizador del material detrítico suelto.
Igualmente es notoria la existencia de especies relictas, testigo de la presencia en otras
épocas de una cubierta vegetal adaptada a unas condiciones climáticas distintas de las actuales,
12
ROSSELLÓ VERGER, V.M.: «Los canchales de montaña calcárea y los fenómenos termoclásticos» en Actas
de la II Reunión Nacional del Grupo Español de Trabajo del Cuaternario. Jaca, 15-20 de Septiembre, 1975 p. 226.
13
VARIOS: Guía ecológica de Baleares (colec. Guías Verdes de Incafo) edit. Caja de Ahorros y Monte de
Piedad de Baleares. Madrid, 1978 p. 78.
así por ejemplo, se ha encontrado hacia los 700 m de altitud y en la parte central de uno de los
canchales estudiados, un tejo Taxus baccata y al pie mismo de la cornisa otros dos ejemplares,
mientras que en otras áreas de la provincia de Alicante con una mayor humedad edáfica, se
siguen conservando en agrupaciones más o menos importantes como en la sierra de Mariola o
en el Carrascal de Alcoy14. Cabe entonces plantearse la cuestión de en qué medida es la
deforestación un factor importante en la posible actuación presente de los canchales, puesto que
«la destrucción de la cubierta vegetal permite que el agua ponga en movimiento por lavado los
materiales finos» al tiempo que «al quedar las piedras libres de las raíces y la matriz se
convierten en un medio muy móvil y se constituye la pedriza»15.
La acción del hielo.- Cuando se inició este trabajo se planteó, como una de las primeras
premisas a desarrollar, el papel que había jugado el hielo en otros períodos más fríos y, sobre
todo, el tratar de demostrar que todavía, en la actualidad, el hielo es el responsable de la
formación de gran número de canchales de gravedad que cubren la vertiente septentrional en la
Sierra de Bernia desde los 630 a los 870 m. Sin embargo, esta última afirmación no es del todo
cierta puesto que si bien el efecto de la helada juega un papel importante en el modelado, otras
acciones como la kárstica o la acción biológica están ayudando a disgregar la cornisa de Bernia.
El examen de los datos climáticos nos muestra que durante unos cuantos días al año
(entre 15 y 20) de Noviembre a Abril, se producen en dicha crestería temperaturas por bajo de
0ºC y que durante el día éstas pueden tornarse en positivas por lo que los fenómenos de
hielo-deshielo son frecuentes e importantes siempre que hayan sido precedidos de algún tipo de
precipitación que haya permitido que la roca se empapase de agua. Por ello, se puede afirmar que
los fenómenos de gelifracción están presentes en la cornisa de Bernia, lo cual se evidencia
cuando se recorre detenidamente el terreno puesto que, inmediatamente, se reconocen [134]
grandes bloques de rocas muy diaclasadas y al pie de ellas abundancia de material gelifracto.
La gelifracción.- Las calizas biohérmicas de grano medio a grueso y disyunción regular
que están netamente estratificadas en bancos de 50 a 80 cm se vieron diaclasadas a través de
líneas de debilidad estructural en los contactos litológicos de diferente resistencia durante el
Mioceno inferior y medio en las fases de compresión y de distensión que originaron gran número
de diaclasas, por donde el hielo, entre otros agentes, ejerce una acción muy activa.
En función de la relación que hay entre el espaciamiento de las líneas de debilidad
estructural y la profundidad que alcance el hielo, se producirá macrogelifracción o
microgelifracción. En el primer caso, se observan cantos entre 5 y 50 cm de eje mayor y es a
quien se debe la alimentación de la mayor parte de los taludes de derrubios que tapizan la umbría
de la cornisa de Bernia aunque el tamaño medio predominente es de 5 a 15 cm.
A pesar de lo afirmado hay que hacer notar que, posiblemente, los canchales más
orientales tengan un origen diferente de los occidentales, puesto que en la zona más oriental se
han encontrado algunos ejemplares de palmito (810 m). Por ello, hay que admitir que en función
de la gradación altitudinal de esta especie, el origen de los canchales de uno y otro sector sea
distinto. Así, en el sector occidental, el palmito queda detenido a los 600 m de altitud en función
de unas condiciones de mayor umbría cuyo efecto se deja sentir con mayor intensidad durante
el invierno en que sin necesidad de que se produzca la precipitación, hay posibilidades de un
mayor contenido de humedad en las rocas por la presencia de nubes que chocan contra la
crestería superior de Bernia; de esta forma, cuando se ponen en contacto con la vegetación las
diminutas gotas que flotan en el aire se depositan sobre hojas y ramas, cayendo, posteriormente,
14
RIGUAL MAGALLÓN, A.: Flora y vegetación de la provincia de Alicante I.D.E.A. Alicante, 1972 p. 238.
15
BERNABÉ MAESTRE, J.M.: «Vegetación y morfología en las pedrizas de la montaña media» en Actas de
la II Reunión Nacional del Grupo Español de Trabajo del Cuaternario. Jaca, 15-20 de Septiembre, 1975 p. 38.
al suelo, de manera que al producirse un enfriamiento nocturno importante se crea una fina
película de hielo en el suelo cuya acción morfogenética contribuye a disgregar la roca, mientras
que en el sector oriental, la mejor exposición a los rayos solares limita las heladas y favorece la
progresión altitudinal de esta especie. En consecuencia, en la parte oriental, los canchales tienen
su origen en la acción biológica más que en el efecto de la gelifracción al que no hay que
descartar del todo.
La gelifracción se presenta de forma predominante en la crestería que culmina la Sierra
de Bernia. Dicha cornisa posee una potencia que oscila entre los 250 y los 300 m con una
disposición prácticamente vertical de los estratos, estructurados en losas compactas,
profusamente [135] diaclasadas donde el efecto de cuña del hielo ejerce una importante labor
erosiva.
Las formas de deslizamiento.- Todo el material detrítico que se origina en la cornisa de
Bernia, en el sector de la umbría, por cualquiera de los mecanismos morfoclimáticos descritos,
gelifracción, biológico, karst, etc., está contribuyendo a la formación de un gran talud de
derrubios que recubre toda esta ladera septentrional desde los 630 m hasta los 870 m, en donde
se inicia la cornisa.
En este talud, se han de distinguir dos partes: la inferior formada desde que la crestería
de Bernia y toda la zona entró en una fase de tranquilidad orogénica, desde finales del Plioceno
hasta el último período frío; y la superior, de recubrimiento, cuya formación se puede decir que
es subactual o actual.
La parte inferior está constituida, claramente, por materiales que tienen su origen en
coladas gelifluidales ligadas a condiciones climáticas de mayor crudeza por lo que se refiere al
frío. El desarrollo de estas coladas es muy grande, ya que debieron descender al amparo de
pendientes de 35º a 40º.
Estas coladas gelifluidales, en la actualidad, están fosilizadas y recubiertas en parte por
los canchales actuales. Pero su fosilización no sólo está justificada por la falta de condiciones
climáticas apropiadas para su deslizamiento sino también por el hecho de que en algunas zonas,
los materiales detríticos más recientes han llegado a constituir brechas cuando se origina una
pérdida de agua procedente de la cornisa y se da una concentración por efecto de una helada
superficial que produce la formación de calcita que puede cementar los cantos, como sucede en
algunas áreas en las que estas brechas conglomeráticas recubren un sector de lóbulo, como en
la parte inferior del canchal de los Pinos y del Barranco.
El perfil longitudinal de algunas de estas coladas gelifluidales nos muestra claramente
un escalonamiento de lóbulos solifluidales que en algunos casos presenta 3 ó 4 escalones y cuyos
peldaños se alargan más cuanto mayor es el descenso altitudinal, aunque los últimos es imposible
saber sus dimensiones o sin tan siquiera existieron otros escalones, ya que todo el conjunto está
siendo atacado por la erosión remontante que desde el Barranco del Estret y por el paraje de
Pinos está procediendo a su vaciado.
Estos depósitos periglaciares superficialmente se parecen a acumulaciones de material
detrítico con formas caóticas y que se localizan en toda la vertiente septentrional de la Sierra de
Bernia, con pendientes de 35 a 40º. El material superficial es grosero y, con frecuencia, engloba
algún bloque, mientras que por debajo se encuentran depósitos caóticos [136] de materiales
detríticos con matriz intersticial y que constituyen coladas gelifluidales relictas. El estudio de
las mismas se ha realizado con la obtención de muestras que, posteriormente, han sido tratadas
en el laboratorio. Superficialmente, han sido fuertemente trastocadas, puesto que se han
constituido unas tierras que permitieron su cultivo en otras épocas hasta cotas de 700 y 800 m
de altitud.
Las muestras han sido obtenidas en dos localizaciones diferentes y pertenecen a dos
coladas gelifluidales situadas en el canchal de la Cantera y en el del Barranco. La primera de
ellas (muestra nº 3) pertenece a una cata realizada en la parte lateral del lóbulo de solifluxión en
su sector terminal donde, gracias a la existencia de una cantera en explotación actual, han podido
ser recogidos los materiales. Se trata de un depósito de espesor considerable (4 ó 5 m) en el que
los análisis de laboratorio han puesto de manifiesto un predominio de la fracción gruesa (52,5%)
pero con cantos que no superan nunca los 7 cm en su eje mayor, siendo los más abundantes los
comprendidos entre 2 y 3 cm. La naturaleza de los cantos es, claramente, calcárea, presentando
un grado de desgaste en sus aristas con un claro predominio del sector subangular (58,4%) y
envueltos en una matriz de textura limo-arenosa, color M7.5YR 6/6.
Las muestras 8a y 8b han sido extraídas de la colada gelifluidal sobre la que se ha
depositado el canchal del Barranco. La 8a (440 m) ha sido tomada de la parte lateral del lóbulo
recubierto en este sector por cantos de talla crioclástica pertenecientes al canchal. El 57,8% de
la muestra está constituida por material grueso a base de cantos de caliza (entre 2 y 10 cm)
rubefactados y con aristas ligeramente desgastadas (62,1 subangulares). En esta capa aparecen,
igualmente, porciones de brecha calcárea conglomerática cuyo cemento lo constituye la arcilla
de descalcificación, probablemente por contracción de la misma en el proceso de desecación, si
bien en ocasiones esta arcilla se presenta en nódulos aislados englobando pequeños cristales de
calcita. Tanto los cantos como las concreciones se hallan envueltos en una matriz arcillo-arenosa
que constituye el 29,8% del total del material extraído y cuyo color corresponde a M5YR 3/4.
La muestra 8b (414 m) se localiza en la parte frontal del lóbulo de solifluxión en su sector
terminal, sin recubrimiento de crioclastos. La fracción más abundante es la fina (67,8%) con una
textura arcillo-arenosa color M5YR 4/6 que engloba cantos de componente calizo-margosa con
un grado de desgaste de mayor rodamiento que las muestras anteriores, ello se debe,
fundamentalmente, a su situación en la parte terminal inferior del lóbulo de solifluxión.
Igualmente, dentro de la fracción gruesa, existe una gran abundancia de concreciones de terra
rosa y de [137] nódulos de cal que suponen el 45,4% del total de dicha fracción.
Por encima de estas coladas gelifluidales y recubriéndolas en extensas zonas, pero
localizados en la parte más próxima a la cornisa, se encuentran los canchales de derrubios
actuales que pueden alcanzar longitudes de hasta 75 ó 100 m. Estos canchales están constituidos
por el material calcáreo que por gelifracción, karstificación o acción biológica está siendo
arrancado de la cornisa de Bernia en su parte septentrional, por lo que va a presentar una
estructura muy heterométrica, aunque aquí predomina el material grueso con unas dimensiones
en los ejes mayores de los cantos que oscilan entre los 5 y 20 cm entre los que se entremezclan
algunos de hasta 60 cm y sin que exista apenas matriz arcillosa, salvo en su base, donde se
produce una pequeña acumulación o en el contacto con la colada gelifluidal que lo que soporta.
El espesor de estos canchales es muy débil, sólo se trata de capas superficiales de cantos en las
partes altas de unos 20 ó 30 cm, que pueden alcanzar hasta 1 ó 2 m en las inferiores.
Otro hecho a destacar es la aparición en los canchales de la crestería N de la Sierra de
Bernia de escalones paralelos a las curvas de nivel y separados entre sí, aproximadamente, unos
1, 5-2,0 m. Este fenómeno hay que relacionarlo con dos elementos básicos: en primer lugar, con
la existencia de un sustrato de masa gelifluidal y, en segundo lugar, con unas condiciones
térmicas y de humedad determinadas. Este es un elemento muy importante de cara a dilucidar
el problema del funcionamiento actual o relicto de estas formas periglaciares si tenemos en
cuenta que este área sufre una importante actividad antrópica de aprovechamiento ganadero de
la que ya CAVANILLES en el s. XVIII dejó constancia en su obra al hablar del fuerte situado
en la ladera meridional de la sierra «allí encierran los pastores sus ganados y tienen la comodidad
de una fuente que aún en verano suele dar caño de tres pulgadas»16 que habría hecho desaparecer
16
CAVANILLES, A. J.: Observaciones sobre la historia natural, geografía, agricultura, población y frutos del
Reyno de Valencia. Imprenta Real, Madrid, 1797 2ª edic., Valencia, 1981 p. 234.
tales formas.
Hasta aquí, se ha realizado una descripción de las acumulaciones de ladera basada en las
observaciones realizadas sobre el terreno donde se llevaron a cabo análisis dinámicos de los
cantos siguiendo el diagrama de POSER y HÖVERMANN17 para lo cual se estudiaron 6 masas
de depósitos con un total de 10 muestras que dieron los siguientes resultados: [138]
Núm.
Altitud
Diagrama de Poser
Muestra
(m)
I
II
III
IV
Tipo de Derrubios
1a
820
50
24
14
12
Canchal sobre
masa solifluidal
1b
870
58
17
19
6
Canchal sobre
masa solifluidal
2a
860
38
22
24
16
Canchal sobre
masa solifluidal
2b
840
51
24
14
11
Canchal sobre
masa solifluidal
3
715
51
15
15
19
Masa de ripio
solifluidal
4a
750
27
50
14
9
Canchal sobre
masa solifluidal
4b
790
27
45
24
4
Canchal sobre
masa solifluidal
5
810
35
36
19
10
Canchal sobre
masa solifluidal
6a
751
40
22
24
14
Canchal sobre
masa solifluidal
6b
758
46
19
23
12
Canchal sobre
masa solifluidal
Como se desprende de estos datos hay una clara distinción entre masa de ripio solifluidal
y canchal sobre masa de ripio solifluidal. En el primer caso, se trata de las coladas cuya
descripción se efectuó anteriormente y que nos aparecieron como formaciones relictas.
17
POSER, H. und HÖVERMANN, J.: «Untersuchungen zur pleistozäner Harz Vergletscherung» Abh.
Braunschweig-Wiss Ges., III pp. 61-155.
Sin embargo, los canchales sobre masa solifluidal, se vio claramente que seguían
funcionando y que constituyen una forma de deslizamiento muy activa en la zona por las
siguientes razones:
1) Prácticamente aparecen todos ellos desprovistos de vegetación y si ésta existe, se
encuentra en una continua lucha contra el deslizamiento de toda la masa de cantos gelifractos,
sobresaliendo la Hedera helix, especie que se presenta en manchas de longitud variable con débil
cobertura pero que, en ocasiones, constituye una red bastante tupida que puede producir la
retención temporal del talud de derrubios. Esta labor de fijación y retención puede desaparecer
cuando se produce un brusco descenso del mismo, de ahí que, a veces, se encuentre entre los
cantos restos de hiedra fraccionados.
2) En las partes altas de los canchales de ripio sobre masa solifluidal aparecen senderos,
escalones perpendiculares a la pendiente que están separados por término medio unos 2 m. En
realidad este hecho es uno [139] de los más interesantes, puesto que su deslizamiento implica
la necesidad de la actuación del hielo en el substrato que lo soporta. Deben ser fruto de la
humedad y de los procesos mecánicos del hielo-deshielo, así como de la influencia que
directamente ejercen las nevadas que sobre estas zonas suelen tener alguna importancia, todo ello
a favor de fuertes pendientes que se aproximan a los 45º ó 50º. Este agua se almacena en el
substrato y en las calizas de la cornisa que poco a poco será evacuada sobre estas áreas que,
además, son las más expuestas a los enfriamientos que se producen en los meses invernales
durante la noche. En consecuencia, el mecanismo hielo-deshielo contribuye a que se vayan
produciendo pequeños desplazamientos superficiales de hasta un par de metros que son los que,
en definitiva, van a ir configurando ese escalonamiento al que antes se aludía.
3) Los canchales sobre masa solifluidal son formas vivas, muy activas, puesto que en
muy poco tiempo han vuelto a ocupar los espacios que la acción antrópica les había ganado para
el cultivo de viñedos. Así, muchas de las tierras abandonadas en los últimos quince años han
vuelto a ser ocupadas por estas formas de deslizamiento. Además, la agricultura que se practicó
en estas áreas tuvo que mantener una lucha constante contra las mismas, como lo atestigua el
gran número de muretes construidos por el hombre con los cantos de mayores proporciones y
que, todavía hoy, se pueden contemplar en algunas zonas de este piedemonte.
Acción antrópica.- Entre los factores que coinciden en el proceso de evolución de
vertientes y que restan solidez al posible protagonismo hoy del fenómeno periglacial, se
encuentra la acción antrópica. Ésta se viene manifestando, como nos muestra CAVANILLES
en su obra, desde hace algunos siglos «...la larga cuesta de dos horas por las faldas de Bernia se
ve plantada de viñas en las alturas, seguida hacia baxo de sembrados, higueras, almendros y
algarrobos...»18
Esta explotación agrícola que llama la atención al historiador no deja de asombrarnos
hoy, al encontrarnos abancalamientos hasta la altura de los 640 m, con cultivos de almendros y
olivos, incluso la presencia de huertas hasta los 500 m de altitud. Teniendo en cuenta que la base
de los canchales se encuentra en algunos de ellos a los 650 m se comprende que la interferencia
de la acción antrópica sea considerable. Además es de destacar que estos aterrazamientos se han
desarrollado en los tramos superiores sobre el lóbulo de solifluxión que recubren los canchales,
comprobando en los bancales la rubefacción de la matriz arcillosa y los cantos gelifractos que
ésta engloba. [140]
El Prof. ROSSELLÓ VERGER destaca esta acción antrópica, igualmente, en una
descripción de este sector que realiza en la Geografía de la Provincia de Alicante: «el ejemplo
más patente de clasificación lo ha hecho el hombre en la falda de Bernia al acondicionar los
canchales en estrechas terrazas para viñedo que al lado justo crece entre el mismo ripio
18
CAVANILLES, A. J.: Op. cit. p. 234.
crioclástico»19.
El laboreo de estas cotas algo elevadas, por parte de la población de Benisa y Jalón, es
pues un hecho que se viene manifestando desde largo tiempo y que hoy no ha cesado aún, ya que
los lugareños, de tradición eminentemente agrícola, mantienen sus viviendas en la Sierra Bernia,
que ocupan los fines de semana y durante los meses estivales, al cobijo de la umbría que les
depara la sierra.
A esta acción antrópica hay que añadir la pervivencia de una práctica muy extendida en
todo el sector, la caza, que reúne a un gran número de aficionados que en época de licencia
realizan batidas frecuentes por toda la sierra, ayudando con ello a provocar deslizamientos en
las vertientes inconexos al modelado periglacial.
Añadiremos, también, la existencia, como se dijo anteriormente, de ganado trashumante
desde tiempo secular20 y que hoy se mantiene procedente del municipio de Jalón. Esta ganadería
queda estabulada en la sierra durante algún tiempo en base a la presencia aquí de pastos y aguas.
Asombrosamente, el ganado asciende hasta la cornisa de la sierra donde en el contacto con el
talud aparecen, en ocasiones, concavidades de origen kárstico que ofrecen un resguardo al
ganado. La acción de este ganado trashumante como factor erosivo no debe despreciarse a la
hora de valorar los fenómenos del modelado periglacial y su funcionalidad actual.
Igualmente, un hecho a destacar y que se relaciona con la vegetación de la Sierra de
Bernia es que ha sufrido un continuo proceso de deforestación, motivado, en un primer
momento, por su afán de roturación como consecuencia de la explosión demográfica del s. XIX
y que, posteriormente, ha sido abandonada por la escasa productividad de dichos terrenos al ser
en extremo dificultosas las labores de mecanización; restos de estas roturaciones se encuentran
en cotas próximas a los 700 m, si bien por debajo de esta altitud todavía subsisten parcelas
labradas aunque bajo un régimen de explotación familiar, sin tendencia a la comercialización.
Así, en relación con este proceso de deforestación, en el [141] s. XVI, VESPASIANO
GONZAGA21 afirmaba que la Sierra de Bernia estaba toda ella cubierta de romeros, lentiscos
y pinos, estos últimos hoy, prácticamente, han desaparecido en las partes altas, si bien ICONA
está llevando a cabo tareas de repoblación de dicha especie en el área.
Conclusiones
Cuando se inició el estudio, se puso como premisa fundamental el dilucidar el papel que
jugaba el periglaciarismo en la umbría de la Sierra de Bernia, en base a la presencia de unas
formas de acumulación que cubrían extensas zonas con espesores considerables.
La primera aproximación a su análisis nos indicó que este primer planteamiento era
válido solamente en parte, ya que el periglaciarismo dejó profundas huellas durante épocas
cuaternarias pasadas pero, en la actualidad, su acción era muy reducida y limitada a una estrecha
franja comprendida entre los 800 m y la culminación de la sierra a los 1.120 m con unas acciones
muy superficiales.
Por el contrario, otras actuaciones morfológicas fueron detectadas como protagonistas
fundamentales del modelado que hoy ofrece dicha vertiente.
19
20
ROSSELLÓ VERGER, V. M. y BERNABÉ MAESTRE, J. M.: «La montaña y sus valles...» Op. cit. p. 104.
CAVANILLES, A. J.: Op. cit. p. 234.
21
A.G.S., Memorial de lo que cumple Su Mgd. mande proveher para la fortificación del Reyno de Valencia.
Sección de Estado, legajo 141, fols. 171 y ss. años 1562, citado en QUEREDA SALA, J. J.: Comarca de la Marina
(Alicante). Estudio de Geografía Regional. Excma. Dip. Prov. de Alicante. Alicante, 1978 p. 93.
Destacamos como efectos erosivos básicos los fenómenos de karstificación, íntimamente
ligados a las condiciones litológicas que, a su vez, en las cornisas de fuerte pendiente, favorecen
la actuación de mecanismos de gelifracción. La acción de las plantas en la cornisa de Bernia se
muestra, también, como un agente del modelado de gran poder erosivo, que llega a producir el
estallido de las rocas a favor de las diaclasas, hecho que provoca la aparición de zonas de
canchales que cubren extensas áreas.
Finalmente, hay que señalar una acción antrópica muy intensa que tiende a desfigurar la
morfología periglacial relicta y las formas que se están construyendo en la actualidad.
Alicante, Septiembre 1982
[142]
Stipa juncea instalada en las diaclasas de la cornisa de Bernia.
Dolina ubicada al pie de la cornisa de Bernia. Obsérvese el antiguo abancalamiento
siguiendo las curvas de nivel.
[143]
VIII
Crestería culminante de Bernia.
[144]
Material gelifracto al pie de la cornisa.
[145]
Lóbulo de solifluxión recubierto en la parte superior por canchales. En la parte derecha de
los mismos aparece un tejo.
Detalle del lóbulo de solifluxión.