2011-03-19 Poyos de la Mesa. Cerrada del Pintor. Peña del Halcón. Nava del Espino. Loma de la Mesa. Las Pegueras

Esta ruta, muy recomendable, tiene las siguientes partes:

1.Desde las ruinas de la casa forestal Nava del Espino hasta la caseta de vigilancia de los Poyos de la Mesa pasando por el collado Galán por caminos. Desde allí se crestea con bajada con pendiente sin especial peligro, siempre que se haga con cuidado.

2 Rodeo perimetral de los poyos de la Mesa, un georrecurso inventariado como Sinclinal de los Poyos de la Mesa.

3. Por un camino llegamos hasta el entorno del vado de los Perrillos donde tenemos opción de visitar la peña del Halcón y/o la cerrada del Pintor hasta un estancamiento de agua casi permanente con un tronco de madera donde nos damos la vuelta. También se pueden obviar ambas visitas para acortar la ruta

4. Regreso por el camino.

DUREZA Y DIFICULTAD
La ruta tiene la dureza que indican los datos de distancia y desnivel, suavizados por recorrer caminos mayormente. En este sentido sería moderada, quitando la subida a la Peña del Halcón que es dura y difícil. No lo es tanto, pero conviene tener cuidado, el trayecto por la loma de la Mesa, por un lapiaz incómodo y una bajada con pendiente.

En cuando a la cerrada del Pintor, dependerá del nivel de agua. En invierno no se puede hacer ni con traje de neopreno, ya que el agua es muy fría. En cualquier caso habrá que tener mucha precaución con el mal tiempo. En caso de tormenta, puede tener consecuencias graves. Esta ruta se hizo por un camino paralelo al río por el margen derecho, pero también se puede hacer por el río un tramo, porque hay que mojarse en una poza y luego en unas marmitas de gigante hasta llegar a una cascada, donde nos tenemos que dar la vuelta.

POYOS DE LA MESA
La meseta de los Poyos de Mesa alcanza una altitud máxima de 1.635 metros. Se trata de un tipo de formación geológica muy característica de estas sierras, un singular altiplano que acaba cayendo ladera abajo; primero, de forma abrupta, originando los roquedos que se pueden observar, para pasar a hacerlo de forma más suave, donde se encuentran los pinares.

En la cumbre descubrirás un paisaje ondulado de piedra caliza erosionada por el paso del tiempo y cubierto de verdes praderas y pinos laricios. Es un lugar formidable para ver a los grandes herbívoros del Parque que pastan a placer la jugosa hierba de estas alturas. También fue uno de los lugares favoritos de Félix Rodríguez de la Fuente para rodar algunas de sus famosas escenas de naturaleza salvaje.

Te queda ahora disfrutar del paisaje que tienes alrededor e identificar los muchos picos que podrás contemplar: El Banderillas, el Cabañas, la cuerda del Empanadas, o el Pico Gilillo son algunas de las montañas más emblemáticas del Parque Natural.

En estas sierras se conoce como “poyos” a las mesetas elevadas rodeadas de acantilados cortados a pico, como enormes muelas. Los Poyos de la Mesa es una de las más espectaculares. Desde sus bordes se observa una buena panorámica de la cabecera del Guadalquivir y si te asomas verás los tajos o poyos que dan nombre a esta montaña.

POYOS DE LA MESA: GEORRECURSO INVENTARIADO
El cerro de los Poyos de la Mesa es un relieve invertido en el que las dolomías del Cretácico Superior y las calizas del Mioceno discordantes sobre ellas están afectadas por un pliegue sinclinal perfectamente visible desde el norte. El pliegue es másapretado en los materiales más antiguos (dolomías cretácicas), y es más abierto en los discordantes (calizas miocenas). Ambos conjuntos litológicos afloran en la parte superior, muy escarpada, del relieve. Entre ambos existe un canchal muy desarrollado, que marca aproximadamente el plano axial del pliegue.

ASPECTOS GEOLÓGICOS
La ruta se desarrolla por terrenos formados en varias edades geológicas, destacando
-Poyos de la Mesa: dolomías del Cretácico Superior y las calizas del Mioceno discordantes sobre ellas afectadas por un pliegue sinclinal. Las rocas del Mioceno (Serravalliense, 13 MA) son calcarenitas (al O.) y calizas de algas (al E.); localmente conglomerados. Las rocas del Cretácico son del Cenomaniense (100 MA): Dolomías pardas masivas o en bancos.

-Peña del Halcón y cerrada del Pintor: rocas son del Cretácico medio (Cenomaniense 100 MA): Dolomías pardas masiva o en bancos

-Entorno del Coberterón y cañada de la Nava de Pedro Cerrillo hasta el arroyo de la Garganta. Cretácico Inferior (Valanginiense ~139,8 y Berriasiense ~145,0 millones de años). Calizas bioclásticas y calcarenitas.

En las tierras del Cretácico Inferior, hemos encontrado fósiles como Gryphaea, género extinto de moluscos bivalvos del orden Ostreoida y gasterópodos parecidos a un tornillo.

GEOLOGÍA DEL PARQUE NATURAL
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