2020-03-08 Sinclinal de los Poyos de la Mesa. Cuevas la M. Pino del Abuelo. Puente Herreríass. Arroyo Habares (Sª Cazorla.

Una ruta espectacular siguiendo el track con un buen diseño de Pedro J. Castro.

En el año 2009, hicimos dos tercios de esta ruta con Sansón
https://es.wikiloc.com/rutas-senderismo/2009-03-07-poyos-de-la-mesa-poyo-de-juan-domingo-puente-del-gualay-pena-los-halcones-puente-las-her-313883

Lo volvimos a repetir otra vez con Sansón en el 2011
https://es.wikiloc.com/rutas-senderismo/2011-03-19-poyos-de-la-mesa-cerrada-del-pintor-pena-del-halcon-nava-del-espino-loma-de-la-mesa-las-1548578

La ruta consta de esta partes:
- Subida por varios senderos, siendo uno de ellos el GR-247, con dos lugares interesantes: el pino del Abuelo, lamentablemente sin vida; y las cuevas de la Mesa, que algunos llaman Duchas, una cascada con poca agua, pero con mucha caída al pie de los tajos de los poyos de la Mesa.
- Los poyos de la Mesa, pasando por casi todos los puntales con buenas panorámicas.
- Bajada por el arroyo de los Habares hasta su unión con el río Guadalquivir.

DIFICULTAD
La he catalogado como difícil por la subida hasta las Cuevas, sin sendero, con pendiente, aunque nada especial para montañeros con experiencia en terrenos sin sendas. Igualmente otros puntos cortos sin senda, aunque la mayor parte de la subida es por buenos senderos o veredas.
También es difícil el tránsito por donde he llamado "A modo de huevera, sucesión de dolina" y la bajada hacia el arroyo de los Habares en el waypoint "Descenso muy inclinado".
En ningún momento hay pasos expuestos ni peligro, excepto quien se acerque demasiado a los miradores o puntos con panorámicas de los poyos de la Mesa.

GEORRECURSO: Sinclinal de los Poyos de la Mesa (Cazorla)
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.

En un relieve invertido, los sinclinales ocupan las partes más elevadas del relieve, mientras que los anticlinales resultan vaciados al ser atacados desde un principio por la erosión, quedando por debajo de ellos. Estos sinclinales elevados se denominan sinclinales colgados. La erosión en estos sinclinales es muy importante, formándose dolinas, uvalas, poljés, lapiaces, simas, cuevas y surgencias.

El pliegue es más apretado 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
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.

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.

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.