geografía física y medio ambiente · geografÍa fÍsica y medio ambiente guía de campo de las...

11
GEOGRAFÍA FÍSICA Y MEDIO AMBIENTE Guía de campo de las XXI Jornadas de Geografía Física Alacant, 2006 Editores: Pablo Giménez, Juan Antonio Marco, Enrique Matarredona, Ascensión Padilla, Ángel Sánchez

Upload: others

Post on 28-Jan-2020

8 views

Category:

Documents


0 download

TRANSCRIPT

GEOGRAFÍA FÍSICA Y MEDIO AMBIENTEGuía de campo de las XXI Jornadas de Geografía Física

Alacant, 2006

Editores:

Pablo Giménez, Juan Antonio Marco, Enrique Matarredona, Ascensión Padilla, Ángel Sánchez

Agradecimientos y entidades colaboradoras:

Parte de los trabajos que componen la presente guía han sido realizados gracias al Proyecto I+D REN2003-02059/GLO, cofi nanciado por el Ministerio de Ciencia y Tecnología y fondos FEDER, adscrito al Dpto. de Análisis

Geográfi co Regional y Geografía Física de la Universidad de Alicante.

Para la realización de las jornadas se ha contado con la ayuda y colaboración de la CAM, Vicerrectorado de Relaciones Institucionales y Cooperación Internacional y Facultad de Filosofía y Letras de la Universidad de Alicante

Universitat d’AlacantUniversidad de AlicanteDepartamento de Análisis Geográfi co Regional y Geografía FísicaInstituto Universitario de Geografía

Asociación de Geógrafos EspañolesGrupo de trabajo de Geografía Física

© los autores

ISBN: 84-689-9348-4Depósito Legal: A-559-2006

Maquetación e impresión:

GRUPO DEGEOGRAFÍA FÍSICA

ÍNDICE

I. LOS ELEMENTOS DEL MEDIO Y SU DINÁMICA

1. Conjuntos morfoestructurales y elementos del relieve de las comarcas meridionales valencianas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11Juan Antonio Marco Molina

2. Compartimentación estructural del relieve y modelado en la comarca del Alto Vinalopó . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27Enrique Matarredona Coll

3. La confi guración física del litoral sur alicantino . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35Enrique Matarredona Coll, Juan Antonio Marco Molina, Antonio Prieto Cerdán

4. Introducción al modelado cárstico en la vertiente septentrional de Aitana: depresiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49Juan Antonio Marco Molina

5. Evolución y dinámica de los frentes de cresta-escarpes de falla del sector oriental de Aitana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57Juan Antonio Marco Molina

6. Tipos de tiempo en la provincia de Alicante . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69Emilio Martínez Ibarra

II. EL MEDIO FÍSICO COMO RIESGO

7. Contexto geomorfológico y asentamiento humano: abanicos aluviales y corrientes de derrubios en la Sierra de Callosa (Bajo Segura, Alicante) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95Pablo Giménez Font

8. El riesgo de desprendimientos en laderas del tipo cantil-talud: el caso de la Sierra de Crevillente ¿Inconsciencia o desconocimiento? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121Silvia Díez Lorente

III. PERCEPCIÓN Y VALORACIÓN DEL MEDIO

9. Las microrreservas vegetales, una fi gura para la protección de la fl ora rara, endémica o amenazada en la Comunidad Valenciana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141Ascensión Padilla Blanco

10. La vegetación gipsícola en la provincia de Alicante: distribución y protección . . . . . . 157Juan Antonio Marco Molina y Ascensión Padilla Blanco

11. Helianthemum caput-felis Boiss. entre Punta Prima y Cabo Roig (Litoral Suralicantino) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169Juan Antonio Marco Molina, Ascensión Padilla Blanco, Ángel Sánchez, Pablo Giménez

12. Cartografía corológica a escala de detalle mediante GPS y SIG: nuevas aplicaciones en el sector oriental de Aitana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183Juan Antonio Marco, Alfredo Ramón, Ascensión Padilla, Ángel Sánchez, Pablo Giménez, Emilio Martínez

13. Valoración y percepción de dos espacios montañosos alicantinos: la colonia agrícola de la Sierra de Salinas y el Carrascal de la Font Roja . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195Ascensión Padilla Blanco

14. Estudios de paisaje: el plan especial de protección del paisaje y del medio natural deSalinas (Alicante) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205Antonio Prieto Cerdán

Itinerarios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 229

27

En el conjunto estructural regional, el Alto Vinalopó se encuentra situado en la zona de transición entre la tectónica ibérica y la bética, siendo en gran manera partícipe de la región prebética externa y en su zona sur de la interna y, dentro de las grandes áreas geológicas con-sideradas por Brinkmann (1948), la comarca se sitúa inmediatamente al sur de la gran falla valenciana meridional –propuesta por Dupuy de Lome–, que separa el macizo del Caroig de la Serra Grossa y que sigue, aproxima-damente, el valle de Canyoles, al norte de la Font de la Figuera. Esta primera distinción nos permite acotar terrenos cuya evolución y compartimentación han tenido claros rasgos de diferenciación entre las tierras situadas al norte de la Costera de Játiva, pertenecientes al dominio ibérico, y las meridionales a dicho valle, incluidas tradicionalmente en el domi-nio bético.

En lo que se refi ere al dominio bético, se caracteriza por el predominio de los materia-les secundarios, especialmente los cretácicos, en los que se apoya el armazón fundamental del relieve. Se trata, pues, de una porción de la cobertera cretácica fracturada de tal forma que el relieve se compartimenta en una serie de bloques levantados –cretácicos– que domi-nan otra serie de depresiones tectónicas, por lo general sinclinales o parasinclinales, rellenas de materiales neógenos y cuaternarios. En el ámbito comarcal, esta unidad está representa-da por las sierras de La Solana y de la Villa y la Serra de Fontanella, así como la Sierra de Salinas, la de Enmedio y la de Castellar, que son una réplica de las anteriores al oeste del Vinalopó; mientras que las fosas tectónicas, que constituyen el contrapunto morfográfi co y morfológico de aquellas, se identifi can con el valle de Beneixama-Bocairent o el valle de Biar. Se trata, en defi nitiva, de un sector en el que lo más decisivo es la alternancia de sie-rras y valles dispuestos paralelos entre sí de suroeste a noreste: el esquema más repetido es el de sierras calcáreas que dominan valles en litofacies blandas (Marco Molina, 1985).

COMPARTIMENTACIÓN ESTRUCTURAL DEL RELIEVE Y MODELADO DE LA COMARCA DEL ALTO VINALOPÓ

Enrique Matarredona CollMEDSPAI

Universidad de Alicante

* Grupo de Investigación sobre Medio, Sociedad y Paisaje, Área de Geografía Física del Dpto. de Aná-lisis Geográfi co Regional y Geografía Física-Labo-ratorio de Biogeografía del Instituto Universitario de Geografía, Universidad de Alicante.

28

Enrique Matarredona Coll

Al sur de esta banda se encuentra una franja en la que se produce un cambio importante en la edad de los materiales: la preponderancia corresponde a los materiales terciarios, sobre todo paleógenos, con idéntica signifi cación, como armazón del relieve, que los materiales cretácicos de la unidad septentrional (Mata-rredona & Marco, 1990: 54); mientras que los materiales neógenos, por lo general, ocu-pan las áreas deprimidas, aunque en algunos casos también adquieren un papel destacado cuando son materiales duros. Su presencia en la comarca se vincula al resalte calcáreo eoce-no, de gran signifi cación morfográfi ca, que se inicia en las sierras de Peñarrubia y el Frare y se continúa al suroeste por los Picachos de Cabrera.

Los dominios morfoestructurales que se han analizado tienen una clara interrupción en el valle del Vinalopó, por lo que a esta uni-dad es preciso califi carla como de disconti-nuidad, no solo porque hacia ella desciendan irremisiblemente los niveles altitudinales, sino también porque al oeste de la misma se produ-ce una cierta diferenciación estructural y los dominios geotectónicos varían considerable-mente; de ahí que no sea extraño que este valle haya recibido la denominación de accidente (Marco, Matarredona & Padilla, 2000), bien del Vinalopó o bien Vinalopó-Sax-Caudete-Almansa, jalonado siempre por afl oramientos del Keuper de orientación NNW-SSE. Coinci-diendo con este accidente discurre el Vinalo-pó, al que preferimos denominar corredor an-tes que valle, pues esta última denominación no comporta las implicaciones de la primera, como vía de penetración desde el litoral hacia el interior. El rasgo más característico de este canal triásico es que, al determinar un área de-primida, la morfología se plantea mediante un esquema de convergencia de glacis y abanicos hacia el centro, procedentes de las sierras pe-riféricas; sin embargo, a este esquema trans-versal se yuxtapone otro longitudinal que hace pensar en una serie de cubetas más o menos comunicadas entre sí a través de distintos um-brales. No debemos ignorar que el comporta-

miento diapírico del Keuper ha sido decisivo en este aspecto, y tanto la misma laguna de Vi-llena, como el sector del Hondo de Carboneras (al norte de la Colonia de Santa Eulalia), son buena muestra de ello (Matarredona, 1984)

Precisamente las tierras situadas al oeste de este corredor son uno de los sectores en los que el avenamiento se muestra más indeciso. Los principales rasgos geomorfológicos son la existencia de una serie de unidades eleva-das que están muy separadas entre sí, con lo que entre ellas, es decir, entre las sierras, se desarrollan valles-corredores modelados fun-damentalmente por glacis y abanicos aluvia-les, cuya convergencia, junto a los efectos de-rivados del diapirismo, es la que determina la existencia de cuencas endorreicas o semiendo-rreicas (Laguna de Villena, Hondo de Carbo-neras y, fuera del dominio comarcal, la laguna de Salinas).

La morfología del sector nororiental de la comarca está condicionada por la convergen-cia de glacis, glacis-cono o abanicos aluvia-les procedentes de los bloques cretácicos, con una topografía longitudinal muy suavemente ondulada por los abanicos, pues los barrancos y ramblas apenas se encajan, y por lo general quedan desconectados del Vinalopó. Al oeste de Beneixama, los llanos se interrumpen brus-camente en los asomos cretácicos de Campo de Mirra y su continuación en la sierra de San Cristóbal hasta Villena. Esta alineación divi-de el valle, y a ambos lados, en la Canyada al norte y la Foia al sur, se observan claros ejemplos de endorreísmo. Por su parte, el valle de Biar, al sur, en contacto con las sierras de Peñarrubia y la Serra del Frare, además de la vertiente norte de la Serra de Fontanella, está modelado por los aportes del gran número de ramblas que descienden de estas sierras, pero, especialmente por el abanico aluvial que ha formado la rambla del Derramador, proceden-te de Fontanella, cuyo cauce se pierde antes de llegar a la Foia, nivel de base de este aparato hídrico.

Independiente de la infl uencia morfoestruc-tural, la morfología actual del Alto Vinalopó

29

Compartimentación estructural del relieve y modelado de la comarca del Alto Vinalopó

guarda una estrecha relación con la tipología del roquedo y las condiciones climáticas (Ma-tarredona, 1983) La naturaleza del roquedo es decisiva en la génesis de las formas; en este sentido las más caracterizadas de la comarca se refi eren a las ocasionadas en calizas y, so-bre margas y arcillas. En las superfi cies mar-go-arcillosas, bien del Mioceno o del Keuper triásico, la blandura y escasa competencia de los materiales y el carácter torrencial de las precipitaciones facilita la formación de cár-cavas y badlands; mientras que los materia-les calcáreos ocasionan unas formas kársticas que, si bien no son espectaculares, muestran

su presencia en ciertas zonas como la plana culminante de la Serra de la Solana donde un campo de lapiaces y la aparición de mancho-nes de terra rossa justifi can su actuación.

Respecto a las condiciones climáticas, la comarca está sometida a la acción de un sis-tema erosivo mediterráneo de tipo semiárido íntimamente conectado tanto a la formación de glacis como a procesos de escorrentía to-rrencial en ramblas y barrancos de comporta-miento espasmódico; si bien en las zonas más elevadas la actuación de procesos relaciona-dos con la termoclastia y la gelifracción justi-fi can la aparición de fi suras y microfi suras en

Figura 1. Esquema geomorfológico. 1. Río Vinalopó. 2. Ramblas y barrancos. 3. Zonas endorreicas. 4. Anticlinal. 5. Glacis. 6. Abanico aluvial. 7. Badlands sobre material triásico. 8. Microkarst. 9. Inselberg. 10.

Procesos de termoclastia y microgelifracción. Fte.: MATARREDONA, E. (1983: 27)

30

Enrique Matarredona Coll

las formaciones rocosas, que en los sectores cacuminales tienen su manifestación en la for-mación de pedregales más o menos desarrolla-dos que tapizan los piedemontes de las alinea-ciones montañosas comarcales, como queda patente en la umbría de la Sierra de Salinas con la formación de unos derrubios de ladera procedentes de las cornisas de calizas apten-ses que coronan la zona de cantil. En cualquier caso, el fenómeno lo debemos circunscribir a las zonas situadas por encima de los 900 m en las que el número de días con temperaturas inferiores a cero grados permite la actuación de pequeños procesos de gelifracción, que son los que podrían explicar hoy en día la posibi-lidad de funcionamiento del sistema (Tricart, 1967: 457)

Una de las formas de modelado mas fre-cuente, que defi ne la fi sonomía de buena parte de las depresiones comarcales, son los glacis: suaves planos inclinados observables en los piedemontes que marcan el contacto entre los sectores montañosos y las zonas deprimidas. La característica común a la mayor parte de estos glacis es que se encuentran fosilizados por una espesa capa de materiales consolida-dos, que forman el glacis de acumulación, re-cubierta a su vez por una costra caliza –costra pedogenética– cementada, de aspecto grisá-ceo negruzco, de dimensiones dispares. Estos glacis convergen hacia las zonas bajas de los valles corredores (glacis de Hoya Hermosa, al NW de la Sierra de Salinas) o de las cu-betas endorreicas (zona de las Moratillas). Su pendiente va descendiendo paulatinamente a medida que se alejan del retablo montañoso al que se adosan: así, en el valle corredor de Beneixama, donde convergen, de un lado el amplio glacis meridional de la Serra de la So-lana de l’Aguila y de la Serra dels Llops, y de otro el glacis que desciende de la Serra de la Fontanella se observa –en ambos casos– una sensible diferencia de pendiente entre el tra-mo primero, cercano al knick, –con una pen-diente del 6 al 8 %– y el tramo bajo donde aquella se hace inapreciable a la vista (del 3,5 al 4,3 %).

Por otro lado, también la pendiente está en función de la longitud del glacis. A este res-pecto, Van Genderen (1972: 172) considera que la pendiente de los tramos longitudinales de los glacis es inversamente proporcional a su longitud; así, los glacis cortos, –de 300 a 500 metros– localizados entre la Sierra de la Teja y la Sierra de Salinas, ofrecen una pen-diente media del 8 al 10 %, mientras que el glacis situado entre la Sierra de Salinas y la solana de Serrata (el referido a la umbría de la primera) –con una longitud de 1.600 a 1.900 metros– presenta unas pendientes medias del 3 al 5 %.

Asimismo, el perfi l transversal de estos gla-cis de acumulación presenta ciertos abomba-mientos, sobre todo en las proximidades de las alineaciones montañosas, donde algunos aba-nicos aluviales se superponen a la superfi cie del glacis; esto ocurre en el glacis de la Serra de la Solana –puesto de manifi esto a la salida del Barranc de la Neu, en el Alto de la Boque-ra, donde la convexidad del perfi l y la hetero-metría de los materiales infl uyen en el paisa-je–. A veces, incluso, estos abanicos aluviales realizan una función de unión entre superfi cies de glacis, como se aprecie en la Sierra de En-medio, con el glacis que desciende desde el Monte de la Casa Luna y el que lo hace desde el Monte de los Secos.

Por otra parte, algunas ramblas y barran-cos, encajando sus cauces en la superfi cie de estos glacis, han llegado a disecarlos en sus tramos altos, como ocurre en la Serra de la Fontanella, donde las ramblas procedentes de su vertiente norte se han encajado sobre las margas y calizas miocenas (burdigalienses). En este sentido, se aprecia que en la parte oc-cidental de la comarca los glacis localizados a la umbría de las alineaciones montañosas se presentan mucho más disecados por estos ramblizos que aquellos que ocupan una posi-ción de solana.

En el extremo noroccidental de la comarca, el glacis que desde la Sierra Lacera descien-de por Quebradillas y la Cañada de Almela, a través de las margas miocenas, ofrece una su-

31

Compartimentación estructural del relieve y modelado de la comarca del Alto Vinalopó

perfi cie muy disecada de la que emergen unos 5 ó 6 inselbergs cretácicos; este tipo de forma-ciones –glacis con inselberg– también se lo-caliza en el sector oriental, en concreto, en la ladera noroccidental de Peña Rubia (Rosselló, 1978: 65) donde el glacis que desciende hasta converger con el Vinalopó deja en resalte dos pequeños mogotes (los Dos Hermanitos).

Por otro lado, el tipo de knick también po-sibilita diferencias entre los distintos glacis de la comarca, pues mientras en algunos aparece con un trazado rectilíneo, muy nítido, sin en-trantes; en otros, como en la Sierra de Enme-dio o en la Solana de la Serrata se presenta muy recortado, con rinconadas o embayments que posibilitan la penetración de la superfi -cie del glacis hacia el interior de los cordales montañosos; así, el glacis de la Sierra de la Villa aparece bastante angosto, estando el in-terior glacifi cándose hacia el Vinalopó a través de esos embayments (Rosselló, 1978: 59).

Se distinguen en la comarca dos niveles dis-tintos de glacis: el primero, y más antiguo, es el que corresponde al glacis de erosión propia-mente dicho que se desarrolló sobre materia-les blandos, como sucede en las inmediacio-nes de Terlinques, donde superfi cies de glacis desprovistas de depósitos se desarrollan sobre las arcillas rojas y yesos blancos del Keuper (Dumas, 1977: 396). Con todo, la mayor par-te se identifi can como glacis de acumulación, superfi cies de formación más reciente, que se formaron adosados a las vertientes montaño-sas de las grandes alineaciones que cruzan la comarca con dirección SW-NE (Sierra de Sali-nas, Peña Rubia, Serra de la Solana, Serra de la Fontanella, entre otras); la mayoría de ellos se encuentran intactos, poco alterados por la erosión, salvo –como hemos indicado– en al-gunos tramos de su parte alta donde han sufri-do el encajamiento de ramblas y torrenteras.

El análisis de diversos cortes de estos glacis de acumulación –allí donde algunas ramblas o trincheras de los viales los han disecado (fi -guras 2 y 3)– permiten confi rmar la tesis de Birot y Solé Sabarís (1959: 273) sobre la con-temporaneidad de éstos, tanto los de cubetas

endorreicas como los de valles corredores. La estratigrafía de los cortes que aparecen en las fi guras citadas ofrecen una serie de elementos comunes:

- un nivel de cantos y gravas poco roda-dos, de espesor variable según los glacis, con material consolidado bien cementado (encos-trado). Sería lo que Dumas (1969: 559) cita como costra pedogenética, por encima de la cual se sitúan los distintos horizontes edáfi cos actuales.

- un estrato inferior de cantos y gravas, poco rodados, que van disminuyendo de ta-maño a medida que se alejan de la ladera y que se muestra poco consolidado. Este estrato

Figura 2. Corte esquemático de un glacis de acumulación. Cortes analizados: A. Glacis de acumulación de la Serra de Peña Rubia en el

lugar conocido como Rincón del Moro. Análisis aprovechando el encajamiento de una rambla. B.

Glacis de acumulación de la Serra de la Fontanella, en una trinchera de la carretera Biar-Banyeres

–cerca del puente que cruza el río Vinalopó– en las cercanías de esta última localidad. 1. Suelo. 2. Costra

pedogenética (cantos y gravas poco rodados, bien cementados)3. Cantos y gravas poco cementados. 4.

Limo de color ocre. 5. Cantos poco rodados. 6. Limo. 7. Grava. 8. Material limoso de textura fi na, color ocre-pardo. 9. Costra diagenética (conglomerados

calizos bien consolidados). Fte.: MATARREDONA, E. (1983: 29).

32

Enrique Matarredona Coll

aparece en algunas muestras intercalado con otra capa de limo de textura más fi na, de color ocre o pardo. Butzer (1960: 3) y Dumas (1977: 3) consideran que este tipo de estratifi cación está íntimamente ligado a fases periglaciares del Cuaternario, con aportes de tipo fl uvial y alternancias en la estratifi cación, coincidentes con alteraciones climáticas.

- todos los cortes analizados presentan en su parte inferior un estrato duro, bien consoli-dado, de conglomerados calizos cementados, que podría identifi carse con la costra de con-solidación diagenética de Dumas (1969: 559)

que ha actuado como escudo protector de cara a la erosión.

Pese a estos caracteres comunes que, en cierta medida nos demuestran la uniformidad estratigráfi ca de los glacis del Alto Vinalopó, hemos de señalar ciertos matices de diferen-ciación –puestos de manifi esto en los cortes que se acompañan– que están en relación con el retablo montañoso del que proceden los ma-teriales detríticos que los conforman.

Así, en el glacis de Peña Rubia (fi gura 2.A), debajo de la costra pedogenética, que alcanza unos 0,50 metros de espesor, se sitúan dos es-tratos de cantos y gravas mal cementados: el primero, inmediato a la costra, de unos 60 cm. con cantos de 5 a 6 cm. de diámetro, mientras que el segundo, con un espesor menor, –unos 40 cm.– ofrece un material limoso, de textura fi na, intercalado por pequeños cantos de 1 a 2 cm. de diámetro; debajo de éste aparece un ancho horizonte de 0,80 cm. a 1 m, de mate-rial muy tamizado, fi no, de color ocre-pardo rojizo, que se sitúa directamente encima de la costra diagenética.

Por su parte, en el glacis de la Serra de la Fontanella –en las inmediaciones del Vinalo-pó– la trinchera analizada, de unos 2,50 a 3 m de altura, presenta una costra pedogenética de 0,30 a 0,40 m, y por debajo, un estrato de material fi no –sin cantos– de 0,50 m, después otro de 0,40 m de cantos heterogéneos, mal ro-dados, –de 4 a 5 cm. de diámetro–, y fi nalmen-te, un estrecho estrato limoso (parduzco) que, al contacto con la costra diagenética, aparece intercalado con grava, poco rodado, en granos muy sueltos (separados)

Finalmente, podemos hacer referencia a ciertas formaciones en las que los abanicos aluviales aparecen superpuestos a los glacis de acumulación, como ocurre en el Barranc de la Neu (fi gura 3), en el que un abanico apare-ce superpuesto al glacis, con un nivel de base por debajo de su época de formación, que se traduce en un profundo encajamiento, visible a partir del Alto de la Boquera; en otras oca-siones, estos abanicos hacen de enlace entre dos glacis, circunstancia que ha llevado a los

Figura 3. Corte esquemático de un glacis al que se ha superpuesto un abanico aluvial. Corte analizado:

Encajamiento del Barranc de la Neu sobre el glacis de acumulación de la Serra de la Solana de l’Aguila, a la altura del alto de la Boquera (cerca

de la carretera Beneixama-Fontanars). 1. Suelo. 2. Costra pedogenética. 3. Cantos y gravas mal rodados, poco cementados. 4. Limo de color ocre, con alguna

incrustación de grava poco rodada de pequeño tamaño. 5. Cantos y gravas (de menor tamaño que en el estrato anterior: ref. 3). 6. Costra diagenética. Fte.:

MATARREDONA, E. (1983: 30)

33

Compartimentación estructural del relieve y modelado de la comarca del Alto Vinalopó

investigadores a postular hipótesis de con-temporaneidad en cuanto al origen de ambas formas, llegándose a citar como glacis-cono (Rosselló, 1978: 65)

BIBLIOGRAFÍA

BIROT, P. & SOLÉ SABARÍS, L. (1959): “Recherches sur la morphologie du Sud-Est de l’ Espagne” Revue Geographique des Pyrenèes et du Sud-Ouest, 30: 209-284.

BUTZER, K.W. (1960): “The last pluvial pha-se of the Eurafrican Subtropics”, Changes of climate, Roma.

BRINKMANN, R. (1948): “Las cadenas bé-ticas y celtibéricas del Sureste de España”, Publicaciones extranjeras sobre Geología de España, t. IV, Madrid, CSIC, pp. 305-434

DUMAS, B. (1969): “Glacis et croûtes cal-caires dans le Levant Espagnol” Bulletin de l’ Association de Géographes Français, núms.. 375-376, París, 1969, pp. 553-561

DUMAS, B. (1977): Le Levant Espagnol. La genèse du relief, París,

MARCO MOLINA, J.A. (1985): “La variedad del relieve alicantino”, Historia de la pro-vincia de Alicante, Mediterráneo, t. I-bis, pp. 19-46

MARCO MOLINA, J.A. & MATARREDO-NA COLL, E. (2000): “Mapas geomorfoló-gicos y litológicos”, Guía para la planifi ca-

ción de Estudios Geotécnicos, Generalitat Valenciana. Consellería d’ Obres Publiques, Urbanismo i Transports, IVE, Valencia.

MARCO, J.A., MATARREDONA, E. & PADILLA, A. (2000): Cartografía bá-sica geomorfológica. Elda (14-17)(E 1:100.000) , Servicio Publicaciones Universidad de Alicante,

MATARREDONA COLL, E. (1983): El Alto Vinalopó. Estudio Geográfi co, Instituto de Estudios Alicantinos, Alicante, 370 pp.

MATARREDONA COLL, E. (1984): “La cir-culación de las aguas y los problemas de avenamiento en la cuenca alta del Vinalo-pó”, Estudios Geográfi cos 75: 193-213

MATARREDONA COLL, E. & MARCO MOLINA, J.A. (1990): “El relieve y los suelos”, Atlas temático de la Comunidad Valenciana, Prensa Ibérica, pp. 41-60

ROSSELLÓ VERGER, V.M. (1978): “Los llanos y piedemontes: un dominio subári-do”, en López Gómez, A. y Rosselló Veger, V.M.: Geografía de la provincia de Alican-te, Diputación Provincial, Alicante, pp. 37-76

TRICART, J. (1967): Traité de Geomorpho-logie. Tome II. Le modelé des Regions periglaciaires, París, Societé d’edition d’Enseignement Superieur, 512 pp.

VAN GENDEREN, J.L. (1972): An investiga-tion into the glacis concept, Departament of Geography, University of Sheffi eld, 194 pp.