2009-11-15 Collado Pocico. Molino de la Parra

Esta ruta es lineal, por lo que habrá que dejar un coche al principio de la ruta y otro al final

El sendero comienza desde la carretera transversal de la Sierra a la altura del Collado del Pocico.
Siguiendo el curso del Arroyo Zarzalar llegaremos, con un desnivel algo pronunciado y carril en mal estado, hasta la llamada Cueva del Agua de Gil Cobo (En los mapas IGN arroyo del Aguascebas de la Cueva del Agua)
El Arroyo de las Aguascebas de Gil Cobo atraviesa el sendero por un lugar llamado Puente Tijera.
Se sube por el barranco del cortijillo de los Cortapijas, en bastante mal estado, prácticamente perdido en algún tramo hasta el collado de la Tejea.
Luego hay una fuerte bajada por el Canalón de la Parra y de la Bruna, que es paralelo a la Lancha de la Cigarra, hasta llegar al Aguascebas Grande y tras vadearlo se pasa junto a las ruinas del molino de la Parra.

ÁREA RECREATIVA DE CUEVA PEINERO
ACCESO
Carretera JH-7155 P.K. 34,8. Desde Villanueva del Arzobispo tomar la A-6202 en sentido oeste, hacia el embalse de Tranco de Beas. Tras recorrer unos 19 km girar a la derecha por el carril hacia Patacón de Arriba. Después de recorrer unos 26 km encontramos el área recreativa Cueva del Peinero.

Esta Área se encuentra en medio de una impactante formación geológica, que se asemeja a un majestuoso circo, siendo uno de los parajes más abruptos y escarpados del Parque. Su salida natural es la impresionante garganta por la que discurre el río Aguascebas Grande, cuyas aguas cristalinas descienden en sucesivas cascadas, entre los grandes bloques pétreos, ocultándose aquí y allá, en una agitada turbulencia de espumas saltarinas. Por el contrario, en el Área Recreativa el río discurre de manera sosegada y silenciosa, entre la tupida vegetación de sauces, chopos, arraclanes y bojes.

Los enormes farallones rocosos que cierran el paraje se levantan más de 600 m, con poyos escalonados cubiertos de vegetación totalmente virgen por su difícil accesibilidad. Todo ello impregna el lugar de una grandiosidad difícil de olvidar.

La luz tenue y mágica del atardecer proyecta en las rocas una paleta de sugestivas coloraciones, acentuando aún más las atractivas formas de su relieve. Estos son sólo algunos de los argumentos que han motivado que el paraje haya sido catalogado como lugar de interés paisajístico.

Al lado de la carretera, a unos 500 m en sentido descendente, hay una pequeña gruta. Pero el nombre del paraje no viene de esta oquedad, sino de un abrigo que hay justo debajo del refugio que hay más arriba del Área Recreativa. Según la tradición, el nombre viene de que el abrigo estuvo antaño habitado en verano por un artesano que se dedicaba a hacer utensilios de madera de boj, muy abundante en la zona, entre los que destacaban, por su calidad y fina elaboración, los peines para el cabello.
http://www.sierrasdecazorlaseguraylasvillas.es/index.php?option=com_sobi2&sobi2Task=sobi2Details&catid=71&sobi2Id=661&Itemid=204

ASPECTOS GEOLÓGICOS
Predominan en esta sierra las rocas calizas, aunque en la zona sur aparecen también depósitos margosos y yesíferos. Dado su carácter calizo, son frecuentes los fenómenos kársticos, con numerosas cuevas y torcales.
http://www.granadanatural.com/blog.php?codigo_blog_articulo=54

Las Zonas Externas de la Cordillera Bética no son homogéneas desde el punto de vista geológico y geográfico. En principio pueden establecerse dos áreas, dominios o zonas bien diferenciadas, La Zona Prebética y la Zona Subbética.
Las sierras de Cazorla se incluyen en la Zona Prebética, que a su vez se divide en interna y externa, la más cercana a Sierra Morena.

El Prebético corresponde a la parte más proximal del margen continental de la placa ibérica, por lo tanto la más septentrional. Los materiales prebéticos están formados por una serie de rocas cuyos sedimentos se depositaron en áreas marinas poco profundas, costeras. En algunas ocasiones los sedimentos son claramente de ambiente continental.

Uno de los rasgos distintivos de todas las Unidades prebéticas es el tener un largo período de estabilidad, desde el Jurásico inferior al Jurásico medio (200 a 161 m.a.). Las series estratigráficas están constituidas, esencialmente, por calizas, parcial o totalmente dolomitizadas. Gran parte del Jurásico Superior Oxfordiense-Kimmeridgiense (161-151 m.a.) se presenta muy condensado con unas tasas de sedimentación muy bajas, por lo que los espesores de las rocas de esta edad quedan bastante reducidos.

Parte del Jurásico Superior (161-151 m.a.) y del Cretácico inferior (146-100 m.a.) faltan en buena parte de las series estratigráficas, especialmente en las unidades prebéticas más septentrionales. Es lo que se denomina “Laguna estratigráfica”. Buena parte del Cretácico Superior (100-66 m.a.) está formado por calizas y dolomías depositadas en cuencas marinas someras y del tipo “albufera”.

Los materiales Paleógenos (66-23 m.a.) se depositaron sólo en el sector meridional, por lo que el septentrional quedó de nuevo emergido ocasionando otra laguna estratigráfica. Sin embargo, en el Mioceno inferior (23-16 m.a.) sí que hubo depósito de sedimentos. Esto ocurrió en la mayor parte de la Zona Prebética, en medios marinos someros.

El Mioceno medio (16-11,6 m.a.) y la parte baja del Mioceno superior (11,6-7,2 m.a.) falta por completo en las unidades prebéticas septentrionales. A partir de este momento la sedimentación se interrumpe, quedando emergida la Zona Prebética.

1.- Área Norte o de la Sierra de Cazorla

En general la Zona Prebética presenta un plegamiento parecido al que muestra el fuelle de un acordeón, si bien los pliegues van perdiendo amplitud conforme nos acercamos al Macizo Hespérico (Sierra Morena). En esta zona, el plegamiento, es sustituido progresivamente por escamas o cabalgamientos de escaso desplazamiento, con vergencia Norte, o lo que es lo mismo, deslizamiento hacia Sierra Morena.

El origen de estas escamas está relacionado con el efecto de “frenado” que ejerce el basamento sobre el desplazamiento de una cobertera de poco espesor. Puede observarse el escaso desarrollo del Cretácico, por lo que esta zona corresponde, en gran parte, al Prebético externo.

2.- Área central o de la Sierra de Segura

En la Sierra de Segura se desarrollan unos cabalgamientos de sentido inverso al área de Cazorla, es decir los materiales se desplazan hacia el Sur o Zona Subbética de la Cordillera Bética. Sin embargo, estos desplazamientos son de muy escasa entidad.

Estos retrocabalgamientos son sustituidos por un plegamiento suave “en acordeón”. Estas son respuestas mecánicas de acomodación de las rocas ante la falta de espacio físico en donde acumular un gran volumen de materiales, que es empujado sistemáticamente desde el Sur-Sureste.

3.- Área Sur o de colisión con la Zona Subbética

En la terminación Sur de la Sierra de Segura, se observa muy bien cómo los materiales de la Zona Subbética se desplazan bastantes kilómetros unos sobre otros, en este caso podemos hablar con propiedad de que nos encontramos ante “Mantos de Corrimiento”. La Zona Prebética se comporta como un bloque más o menos rígido, con un escaso plegamiento, salvo en el mismo frente de colisión con numerosos cabalgamientos, pero de escaso desplazamiento.

Edad de las Deformaciones de la Zona Prebética

Las primeras deformaciones registradas por las rocas se producen cuando la plataforma marina se fragmentó al final del Jurásico Inferior, hace 180 millones de años. Entonces se produjeron una serie de fallas o fracturas.

A partir del final del Jurásico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de años, se produce una emersión parcial de la cuenca de sedimentación prebética, por lo que son frecuentes y prolongadas en el tiempo las lagunas estratigráficas, por ausencia de depósitos. Es a partir de este momento cuando se diferencian los dominios: Prebético Interno y Externo, siendo este segundo el que queda emergido, al estar más próximo al borde de la placa ibérica.

Los cabalgamientos y plegamientos se inician a principios del Mioceno medio, hace unos 16 millones de años, por lo que podemos decir que en comparación con la edad de la Tierra (unos 4.750 m.a.), estas deformaciones son muy recientes. Estas estructuras indican compresión según una dirección Sureste-Noroeste. Podemos decir que la Zona Prebética ha sufrido tres etapas de deformación importantes:

La primera etapa de extensión consistió en la fragmentación de la amplia plataforma marina, poco profunda, que se extendía hace 180 millones de años por lo que entonces era el margen continental del Sur de la placa ibérica. Esta fragmentación produjo una profundización de la cuenca marina, especialmente en el Prebético externo, en donde se acumularon grandes espesores de sedimentos durante todo el Mesozoico (Jurásico medio a Cretácico superior). Esta etapa se ha interpretado como un proceso de Rifting.

La segunda etapa comienza a mostrar los primeros síntomas en tiempos muy recientes, ya en el Mioceno medio, hace unos 14 millones de años. No obstante, la mayoría de los cabalgamientos y pliegues son posteriores al Mioceno superior (Tortoniense superior hace unos 7,5 millones de años). Es una etapa de compresión y fue provocada por la colisión entre las Zonas Externas e Internas, dando lugar a plegamientos y cabalgamientos en la Zona Prebética, que pierden intensidad conforme nos separamos del frente de colisión entre la Zona Prebética y Zona Subbética, salvo en el área de Cazorla en la que se forman multitud de escamas (cabalgamientos de muy corto desplazamiento), como consecuencia del efecto de frenado que ejerce el basamento sobre los materiales más próximos a Sierra Morena y el gran cabalgamiento que monta la Sierra de Segura sobre la Sierra de Cazorla. Al final de esta segunda etapa de deformación, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kilómetros) y desplazamiento, que afectan de forma importante a la Zona Prebética.

Finalmente, desde hace unos 7,5 millones de años hasta la actualidad, se produce una etapa de descompresión motivada por la elevación de la Cordillera Bética que da lugar a multitud de pequeñas fallas normales y la reactivación alguna de las fallas lístricas del Jurásico inferior.

Un hecho reseñable es que todas estas etapas de deformación ocurrieron en ambiente submarino