2023-09-30 Piedra del Mulón, senda de los pescadores del río Aguasmulas. Arroyo de la Campana. GR 7 Etapa 03. Escuela Tablas

La ruta fue un intento frustrado por la cabecera del arroyo de la Campana.
Tramos
1.-Antigua senda fluvial para pescadores del arroyo Aguasmulas hasta la junta con el arroyo de la Campana. No tiene un peligro excesivo, pero hay que tener precaución en algún paso. Es una vereda preciosa
2.-Subida y bajada a la piedra del Mulón por antiguas veredas perdidas y enmarañadas, a veces muy incómodas por los arañazos. Se pasa por la antigua casa de las Tablas y la escuela que está más arriba.
3.-Doncel (cúspide) de la piedra del Mulón desde el waypoint “Paso entre la roca y la vegetación”. Se va haciendo cada vez más peligroso. Solo deberían hacerlo personas con experiencia de trepada. Es un lapiaz calizo con rocas afiladas, donde hay que saber buscar los pasos más adecuados. Una caída podría tener muy malas consecuencias.
4.- Desde la junta del arroyo de la Campana con el Aguasmulas por el GR-7 por pista.

GR 7 Etapa 03. Pontones – Coto-Ríos. Tramo entre el cortijo de la Fresnedilla y la hoya de la Albardía.
Entre Pinos nigra, pinaster, Madroños, Lentiscos, Durillos y un largo etc, iremos perdiendo altura, observando el pico del Mulon. Al fondo nos encontraremos con las cumbres del Blanquillo, perteneciente a la Sierra de las Villas. Todo esto acompañados del rumor del rió hasta llegar a la Casa forestal de Aguamulas, donde se encuentra una fuente sobre el mismo camino llamada Fuente Bonales. A unos metros, nos encontramos con una cadena que restringe el paso a los vehículos y a 300 metros concluye este camino en una pista principal, que rodea el pantano del Tranco por su margen derecho. Continuaremos por la izquierda según bajamos, aquí se encuentra una caseta de control forestal, a unos 150 m. un puente y la piscifactoría del río Aguamulas. A 2.5km aproximadamente, nada más pasar por la misma entrada del camping de los “Llanos de Arance” se inicia una leve subida. Antes de llegar al puente, unos 50 m aproximadamente, dejamos este amplio camino para tomar a la izquierda un carril con cadena hasta llegar a Cotorríos.

ASPECTOS GEOLÓGICOS
La ruta se desarrolla por varias edades geológicas

-Jurásico Superior en el doncel de la piedra del Mulón con dolomías y calizas, así como margocalizas y margas.
-Jurásico inferior y medio en el tramo del GR 7 desde el cortijo de bonales hasta la junta de ríos con predominio de dolomías.
-Cuaternario en el entorno del molino de Eusebio y en la subida al Mulón por la escuela de las Tablas.
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.

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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. La zona Prebética a su vez se divide en interna y externa, que es la más cercana a Sierra Morena. La ruta se desarrolla por el PREBÉTICO INTERNO.

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”.

Del mismo modo que el río Borosa, en la cabecera de los arroyos y en las cascadas, encontramos abundante toba o travertino. Las tobas o travertinos son rocas carbonatadas que se generan por precipitación del carbonato cálcico (CO Ca) alrededor de restos vegetales tales como hojas, tallos e incluso musgo. En determinadas condiciones subacuáticas, puede precipitar en relación con algas microscópicas dando unas formas laminadas.

Las tobas son un tipo de rocas muy interesantes desde el punto de vista paleoclimático, dado que se generaron en etapas interglaciares, es decir, períodos de tiempo con clima cálido y húmedo. Además, en muchas ocasiones pueden ser unos excelentes indicadores de la paleobotánica de la zona en la que se generaron

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 de alguna de las fallas lístricas del Jurásico inferior.