Descripción geológica de la Sierra del Espadán

per José María Montes

Autor del blog Mi geoblog
Twitter: @ViJmontesvilla

ESPADÀNIQUES vol agrair a l'autor la cessió d'este treball tan complet, interessant i aclaridor sobre els orígens geològics de la serra d'Espadà.

La Sierra del Espadán, uno de los principales relieves de la Comunidad Valenciana, es una alineación montañosa de directriz ibérica, es decir, con una orientación NW-SE, continuación de las sierras que forman Alto Tajo, que se extiende a lo largo de 50 kilómetros desde La Vall d’Uixó en la costa mediterránea hasta el limite con la provincia de Teruel, y su anchura es de 20 kilómetros entre los ríos Palancia y Mijares. Es decir, la Sierra de Espadán ocuparía una extensión superficial aproximada de 1.000 Km², todos dentro de la provincia de Castellón; de ellos, 312 corresponderían al Parque Natural.

La Sierra del Espadán, la más oriental del Sistema Ibérico, es una de las más interesantes de la Comunidad Valenciana no solo por su importancia ecológica, sino también por sus características geológicas que a continuación se describirán.

La Cordillera Ibérica es una compleja estructura tectónica resultado del choque de las placas continentales eurasiática, ibérica y africana, colisión que acaeció durante la Orogenia Alpina en el período que abarca desde el Eoceno tardío al Mioceno en un lapso temporal de aproximadamente 10-5 millones de años. El plegamiento produjo un acortamiento de 32 kilómetros que se tradujo en un engrosamiento de 5 kilómetros de espesor de la corteza, que ocasionó una elevación del relieve y la configuración de las principales montañas.

Dentro de la Cordillera Ibérica, la Sierra del Espadán se localiza en el extremo meridional en el conocido como Sector Levantino, y en ella es donde afloran los terrenos más antiguos de la Comunidad Valenciana con materiales que abarcan desde el Paleozoico Inferior (Ordovícico y Silúrico) al Mesozoico, con predominio de los terrenos pérmicos y triásicos, quedando los materiales más modernos relegados a los bordes de la Sierra tal como se puede ver en el mapa geológico de la siguiente figura:

Por lo tanto, la historia geológica de la Sierra de Espadán, desde sus primeros momentos hasta la actualidad, abarca un lapso temporal de 440 millones de años.

ESTRUCTURA TECTÓNICA DE LA SIERRA

La Sierra comenzó a configurarse durante la Orogenia Varisca, un evento geológico que durante el Paleozoico Superior y a lo largo de 100 millones de años levantó una inmensa cordillera cuyos restos persisten en el Macizo Ibérico que se extiende por la parte central y septentrional de la Península Ibérica, pero que se prolonga en forma de pequeños retazos hasta Montán; su testigo más oriental se sitúa en Marines (provincia de Valencia).

Una vez levantada esta megacordillera y aún durante el Paleozoico Superior (Pérmico), comenzó el proceso de desmantelamiento por erosión de la misma y enormes ríos acarrearon ingentes cantidades de sedimentos clásticos (conglomerados, arenas y arcillas) que se depositaron en las zonas bajas situadas en la zona oriental de la cordillera y originadas por el colapso cortical del cinturón orogénico varisco, que originó una tectónica extensiva caracterizada por la formación de cuencas (tipo graben o semigraben) controladas por fracturas hercínicas. Estas fracturas son las responsables profundas de la actual directriz de la Sierra del Espadán. Como consecuencia de esta fracturación comienza a individualizarse la microplaca Ibérica, en cuya zona suroriental se situará la Sierra del Espadán.

En la siguiente figura se puede apreciar la situación de la Península Ibérica y de la Sierra del Espadán en el borde oriental del supercontinente Pangea (todas las tierras) a orillas del Paleotethys que formaba parte del océano Pantalasa (todas las aguas).

Durante el Pérmico Inferior (Autuniense) esta zona debió ser un alto estructural en el que no hubo sedimentación, al contrario que en otras zonas de la Cordillera Ibérica donde se produjo una sedimentación detrítico-clástica con abundante participación volcánica. A partir de este momento (+- 250 millones de años) comienza la acumulación de los sedimentos que formaran las rocas que constituyen la actual Sierra del Espadán.

Como ya hemos dicho, la sedimentación permotriásica, la más importante en la Sierra, se desarrolló bajo un estricto control tectónico durante una etapa de fracturación (rifting) continental que en esta zona estuvo controlada por un sistema de fracturas normales de orientaciones conjugadas, unas fallas de directriz ibérica, es decir NW-SE (Falla Ibérica) y otras transversales a éstas de dirección NE-SW (Falla Requena-Mora) de origen varisco. Estas fallas estuvieron activas durante este largo período (Pérmico y Triásico) dando origen a un sistema de pequeños bloques tal como se demuestra por la existencia de numerosas irregularidades sedimentarias y grandes variaciones en el espesor de las diferentes formaciones permotriásicas en cortas distancias.

Durante el Pérmico Superior (Thuringiense) se produjo en esta zona un primer episodio sedimentario con la deposición de la Formación limos y areniscas de Alcotas, episodio fuertemente controlado por las mencionadas fallas de directriz ibérica NW-SE pero con cambios de espesor de la formación que parecen indicar que la sedimentación también estuvo controlada por las fallas conjugadas de directriz transversal a la principal. Muchos investigadores consideran que éste es el comienzo de la extensión alpina subdividida en pulsos sinrift y potrift de 1 a 4 millones de años de duración, pero otros no lo consideran así y creen que se trata de una fase hercínica póstuma. Yo, personalmente, pienso más en esta última teoría ya que las rocas de la Formación Alcotas presentan una mayor deformación tectónica que las de las formaciones triásicas superiores (Cañizar y Eslida). Aunque también es posible que esta intensa deformación tectónica pudiera deberse a una mayor profundidad a la que se encontraban estas formaciones durante la orogenia alpina y a sufrir un mayor acortamiento debido a la influencia de las fallas de zócalo. 

Sobre este primer episodio se produjo un nuevo período deposicional extensivo que comenzó con la sedimentación de la Formación Areniscas del Cañizar. Este episodio comenzó con una corta etapa erosiva, como demuestra el contacto brusco y erosivo entre los últimos depósitos del Pérmico Superior y los primeros depósitos del Triásico Inferior. La sedimentación de este episodio extensivo terminó con una nueva elevación y exposición subaérea y la formación de una costra (hard ground) dura y negra por la presencia de óxidos de Fe y Mn de gran importancia en la minería de la zona.

Un nuevo episodio expansivo se desarrolla durante el Triásico Medio (Anisiense) con la deposición de la Formación limos y areniscas de Eslida en una cuenca que aún sigue controlada por las fallas tardihercínicas de dirección NW-SE (Ibérica) y también afectada por unas fallas transversales en la parte más oriental de la misma. A partir de este momento se produce la primera transgresión del Mar de Tethys sobre el margen oriental de la microplaca Ibérica y un cambio en el estilo de sedimentación que pasa de continental a marino. 

Tectónicamente, la Cordillera Ibérica se define como una cadena de tipo intermedio localizada en el interior de una placa continental (microplaca Ibérica) y desarrollada durante el ciclo alpino, aunque con un estilo de plegamiento distinto al alpino y con una falta casi total de actividad magmática y de metamorfismo. La Cordillera Ibérica respondería, más bien, a una tectónica de zócalo y cobertera donde el zócalo, constituido por el Paleozoico, presenta una tectónica de bloques que en algunos puntos pueden llegar a cabalgar sobre la cobertera mesozoica que se adapta a la estructura del zócalo y se pliega a favor de grandes fracturas hercínicas.

La intensidad del plegamiento y de la deformación compresiva en la Sierra del Espadán corresponde a un nivel estructural intermedio y a profundidades importantes, con un aumento de las condiciones de presión y temperatura, facilitándose la formación de yacimientos minerales de origen hidrotermal de los que hablaremos posteriormente. 

La Sierra del Espadán es geológicamente bastante compleja y, como ya se ha mencionado, condicionada por la existencia de una serie de fracturas tardihercínicas que funcionaron durante el Permotrias. Hay una gran estructura de escala regional, el Anticlinorio del Espadán, que se articula como dos estructuras anticlinales separadas por un sinclinal roto por una falla inversa. En la zona de Chóvar se localiza una de estas estructuras (el Anticlinal del Espadán), mientras que en Eslida se localiza el mencionado pliegue-falla (el Sinclinal de Eslida). En el núcleo de los anticlinales aflora el Pérmico Inferior (F. Limos y areniscas o Formación Marines), mientras que en los flancos afloran las formaciones del Buntsandtein (Cañizar y Eslida o Garbí y Serra) y el primer nivel calcáreo del Muschelkalk. En la siguiente figura se puede ver un perfil geológico que incluye el Anticlinal del Espadán, el Sinclinal de Eslida y el cabalgamiento que separa ambas estructuras:

El Anticlinal del Espadán tiene todo el aspecto de un gran pliegue en caja con flancos que llegan a verticalizarse e incluso invertirse (en Eslida y en Chóvar), mientras que en su núcleo presenta buzamientos subhorizontales (Puerto de Eslida). El Anticlinal del Espadán y el Sinclinal de Eslida están separados por otra gran estructura: el Cabalgamiento de Eslida.

La fracturación es el rasgo tectónico más importante de la Sierra del Espadán. Esta fracturación se originó en condiciones superficiales debida a la deformación frágil de una potente serie de lutitas y areniscas muy compactadas. Durante la fase principal del plegamiento alpino (Oligoceno), esta zona fue sometida a un fuerte acortamiento, lo que originó un apretado anticlinorio en cuyo núcleo se desarrolló una esquistosidad de fractura que llega a presentarse superpuesta a la esquistosidad de edad hercínica propia de los materiales del zócalo paleozoico, formándose un plegamiento sinesquistoso solidario con el basamento paleozoico (Simón, 1984). En la zona se puede ver todo un catalogo de estructuras que indican una evolución desde un comportamiento frágil a un comportamiento dúctil. 

Durante el plegamiento de la Cordillera Ibérica se pueden distinguir tres unidades litológicas principales con comportamientos mecánicos diferentes:

- Una unidad inferior, rígida, que incluye el zócalo paleozoico y el Buntsandtein junto al Muschelkalk.
- Una intermedia, formada por lutitas y evaporitas triásicas, a favor del cual se forman las principales fracturas.
- Una superior, formada por rocas del Mesozoico y Cenozoico afectadas por las deformaciones contraccionales.

ESTRATIGRAFÍA DE LA SIERRA

La serie litoestratigráfica que se encuentra en la Sierra del Espadán abarca principalmente el lapso temporal Pérmico-Triásico entre los 300 y los 200 millones de años, aunque su historia es mucho más antigua y empieza en el Paleozoico, cuando todos los continentes se agrupaban en uno solo y en esta zona se desarrollaba una inmensa llanura costera.

PALEOZOICO INFERIOR: las rocas más antiguas que aparecen en la Sierra del Espadán corresponden a materiales del Paleozoico que afloran entre el Alto de Pedralba (Alcudia de Veo) y La Solana del Alcornocal (Pavías). En la cartografía geológica oficial de la Serie MAGNA vienen referenciadas como Paleozoico Indiferenciado (pizarras y cuarcitas) sin precisar su edad. En cambio, el IGME sí que da una edad Llandovery-Pridoli para el afloramiento de Higueras que adscriben a la Formación Badenas (pizarras negras con cuarcitas). Luego serían materiales del Paleozoico Inferior (Silúrico) lo que rebajaría el inicio de la historia geológica de la Sierra del Espadán a 440 millones de años.

El contacto de este Paleozoico con los sedimentos permotriásicos más modernos es de tipo mecánico, generalmente por cabalgamiento de las rocas más antiguas sobre las más modernas, tal como podemos ver en la siguiente fotografía:

Este Paleozoico actúa de zócalo, sobre el que se sitúan todos los sedimentos posteriores. En la Sierra de Espadán sobre este zócalo paleozoico se depositó un muy potente conjunto de sedimentos detríticos (areniscas, cuarcitas y lutitas) que fueron arrancados a la cadena de montañas que se acababa de levantar al oeste (Macizo Ibérico) y acarreados hasta una cuenca sedimentaria formada en el borde de esta cordillera en una depresión tectónica (graben) delimitada por grandes fallas variscas.

PALEOZOICO SUPERIOR (PÉRMICO): la sedimentación potsvarisca comenzó en el Pérmico con la Formación limos y areniscas de Alcotas, compuesta por lutitas limolíticas masivas o laminadas, de color rojo oscuro, granate, pardo, rosado y ocasionalmente verdes o grises y compuestas por granos de cuarzo, caolinita e illita junto a un alto contenido en micas moscovitas. Como estructuras sedimentarias, aparecen laminaciones paralelas, ripples y frecuentemente grietas de desecación y marcas de deformaciones por carga. Intercaladas entre las lutitas limolíticas aparecen intercalaciones de areniscas y conglomerados, las primeras de colores rojos, blancas, amarillentas, rosadas o pardas con espesores métricos y constituidas por granos de cuarzo y feldespato (ortosa y plagioclasas), de tamaño medio a grueso con cemento silíceo y matriz arcillosa, presentan estratificaciones cruzadas planas y en surco y laminaciones paralelas, junto a ripples de corriente y frecuentes cantos blancos. 

En la siguiente fotografía tomada en la ladera meridional del Pico Bellota (Puntal de l’Aljub) se puede ver el aspecto de esta formación en el campo: lutitas rojas tapadas por la vegetación y dentro de ellas un conjunto de estratos muy gruesos de areniscas cuarcíticas de colores claros (blancas y rojizas).

Su límite inferior puede ser concordante sobre la Formación Conglomerados de Boniches o discordante cuando se sitúa directamente sobre el Paleozoico. En la Sierra del Espadán, los Conglomerados de Boniches no aparecen y el contacto con el Paleozoico de Higueras-Pavías es por falla. Su límite superior es concordante y neto. En el perfil del Pico Bellota (Chóvar-Eslida) este contacto viene marcado por una superficie erosiva bajo la que se desarrolla un nivel ferruginoso mineralizado (hard ground) tal como se ve en la siguiente fotografía:

El espesor de esta formación presenta grandes variaciones disminuyendo hacia el NW, es decir, hacia su área madre, siendo de 168 metros en el corte tipo (Barranco de Alcotas). En el Puerto de Eslida la formación alcanza un espesor de casi 400 metros medidos sobre la ortofoto y la cartografía digital, pero es posible que la presencia de algunos replegamientos de la serie falseen esta medición. Estos depósitos cierran una primera megasecuencia aluvial que se depositó en un lapso de 8 a 10 millones de años.

La formación es interpretada como un depósito de cauces fluviales entrelazados de vida corta que tuvieron muchos eventos de sedimentación mediante barras transversales y linguoides y erosión con generación de numerosas cicatrices erosivas y de depósitos fluviales no canalizados y lacustres. Los canales fluviales de dirección NW a SE van migrando y rellenándose lateralmente y siendo cubiertos por depósitos lutíticos de llanura de inundación y lagos poco profundos, dando a esta formación su aspecto característico. Está datada como de edad Thuringiense tardío (Pérmico) en base al estudio de la microflora (polen y esporas) encontrada en algunos de sus niveles lutíticos. 

MESOZOICO INFERIOR (TRIÁSICO)

Sobre los materiales que forman el Ciclo Pérmico en esta región se deposita una formación muy típica y constante en toda la Cordillera Ibérica: las Areniscas del Cañizar (Areniscas del Garbí), que marcan el inicio del período o ciclo Mesozoico. En la siguiente fotografía, correspondiente al Puntal de l’Aljub de Eslida se puede ver (línea amarilla) el contacto entre las formaciones Alcotas y Cañizar, es decir, entre el Paleozoico (Pérmico) y el Mesozoico (Triásico):

La formación es muy monótona y está formada por un conjunto muy homogéneo de cuarzoareniscas cuarcíticas (arcosas, sublitarenitas o cuarzoarenitas) muy cementadas (por sílice o hierro) con más de un 70 % de cuarzo monocristalino con algunas micas (moscovita). Son areniscas de grano grueso a medio con algún nivel de lutitas rojas en la parte media y alta de la formación, y se la conoce como “rodeno” en amplias zonas de la Península Ibérica. Su espesor varía entre los 80 y los 170 metros, con una media de 100 a 130 metros, y se la ha llegado a dividir en 6 subunidades que abarcan cada una de ellas un período temporal de 104 a 105 años. Estas subunidades se pueden seguir lateralmente durante cientos de kilómetros y están separadas por discontinuidades mayores (López-Gómez, 2012) y se pueden ver en la siguiente fotografía tomada en el Barranco de Ajuez (Chóvar):

El espesor de esta unidad en la Sierra del Espadán es bastante constante y no suele rebasar los 130 metros. Castillo (1980) da para esta formación un espesor de 90 metros medidos en la carretera de Chóvar a Eslida. En la zona del Barranco de Ajuez (El Salto del Agua) el espesor es superior a los 100 metros y próximo a los 150 metros en Tarraguán (Eslida). 

Se ha encontrado una asociaciones de pólenes y esporas de edad Anisiense (Triásico Medio) en la parte superior de esta formación, pero muchos autores la consideran de edad Scytiense (Triásico Inferior). Hacia la parte alta de la formación también se menciona la presencia de huellas de tetrápodos y macroflora mal conservada.

La disposición estratigráfica y las facies de la formación determinan un origen fluvial con niveles eólicos esporádicos en las zonas occidental y central y un origen mixto eólico y fluvial en la zona oriental en las proximidades del Mediterráneo.

Sobre esta unidad eminentemente cuarcítica se sitúa la Formación limos y areniscas de Eslida, compuesta por lutitas de color rojo y tonalidades vinosas con intercalaciones métricas de areniscas también rojizas, rosáceas o blancas generalmente muy micáceas (moscovita). Las lutitas son masivas y pueden presentar bioturbaciones y desarrollos edáficos, y las areniscas con litarenitas con cemento silíceo que se presentan en estratos de base plana y amplio desarrollo lateral con desarrollo de las estructuras de corriente: laminaciones cruzadas planas y en surco, ripples y laminación paralela. Según su contenido en lutitas y areniscas, la formación se divide en tres tramos.

En esta formación comienzan a localizarse algunos fósiles: así, en Chóvar he encontrado una macroflora que está pendiente de clasificar, posiblemente equisetos y helechos como los que se pueden ver en la siguiente fotografía:

En Bejís se han encontrado icnitas (huellas) del icnogénero Chiroterium y que podrían corresponder a un reptil crurotarso antepasado de los actuales cocodrilos. En la siguiente fotografía se puede ver una representación de este reptil que han colocado en Bejís:

El contacto con la infrayacente Formación Areniscas del Cañizar (Areniscas del Garbí) es transicional pero neto, marcado por la repentina aparición de las lutitas. Algunos investigadores admiten la existencia de un hard ground con hierro y manganeso entre ambas formaciones, cosa que parece confirmar la alineación de explotaciones mineras a lo largo del contacto Cañizar-Eslida como se puede ver en la siguiente fotografía tomada en Los Sejas (Eslida):

A techo de esta formación puede aparecer la Formación Marines (Facies Röt) o directamente las Dolomías de Landete del Muschelkalk.

El Ciclo de sedimentación detrítica del Buntsandtein termina con una formación margosa abigarrada: la Formación arcillas, limos y margas de Marines también conocida como Facies Röt. Está constituida por lutitas rojizas con margas amarillas y verdes y delgadas intercalaciones de areniscas, dolomías y yesos. Su espesor es de 45 metros y su edad Anisiense (Triásico Medio). Esta formación se apoya mediante una suave discordancia sobre las lutitas limolíticas rojas de la Formación Eslida. En la siguiente fotografía se puede ver el paso de las margas a las dolomías en Olocau (Valencia).

A este conjunto de formaciones detrítico-clásticas se le conoce como Grupo Espadán y afloran profusamente en la parte central de la Sierra (Pic Espadà) desde La Vall d’Uixó hasta Fuente de la Reina. A partir de este punto se produce un cambio en la sedimentación que pasa de continental siliciclástica (areniscas y lutitas) a carbonatada marina (calizas y dolomías) debido al avance (transgresión) del mar (Paleaothetys) hacia el este con la inundación de toda esta zona.

Así, sobre estas margas de Marines y de manera gradual van apareciendo las dolomías de la Formación Dolomías de Landete (M1) compuestas fundamentalmente de dolomías bien estratificadas de color gris y pátina marrón con frecuentes intercalaciones de dolomías micríticas tableadas y paquetes de dolomías carniolares. A veces, las dolomías aparecen intensamente bioturbadas y con desarrollo de hard ground en los planos de estratificación. La fracturación y karstificación puede ser intensa. La formación se subdivide en 6 miembros y su espesor es de 100 a 150 metros. Se depositó durante el Anisiense (Triásico Medio) en un ambiente mareal.

Esta formación dolomítica pasa a una formación evaporítica conocida como Formación Areniscas, margas y yesos del más (M2), una unidad litoestratigráfica muy difícil de ver en el campo porque al localizarse entre dos unidades más duras suele estar casi siempre tapada por la vegetación. Está formada por margas amarillas, yesos y dolomías con un espesor de 50 metros en Chelva (Alcotas). Se depositó en un medio supramareal, árido y salino tipo sebkha.

Sobre esta formación evaporítica se sitúa otra formación eminentemente dolomítica, la Formación Dolomías y calizas de Cañete (M3), una unidad compuesta por dolomías grises, calizas y margas abigarradas más abundantes hacia el techo. Su espesor es de 100 metros y estos sedimentos fueron depositados en una llanura de marea.

En la siguiente fotografía se puede ver una de las múltiples canteras que aprovechan estos niveles dolomíticos:

Estas tres formaciones ocupan una gran extensión superficial en la parte más septentrional de la Sierra (Alcudia de Veo-Benitandús-Tales) y se agrupan en el Grupo Calderona.

En el Triásico Superior cambian las condiciones de sedimentación y se produce un retroceso del mar (regresión): sobre los carbonatos marinos del Muschelkalk se deposita un conjunto de sedimentos evaporíticos formado por margas de colores abigarrados (rojas, verdes, amarillas...) con abundantes yesos blancos, grises y rojos constituyendo la unidad que se conoce como Keuper. Estas evaporitas se depositaron en un medio sedimentario costero muy árido en el que se producía una fuerte evaporación, la formación de lagos salinos y la precipitación de los minerales evaporíticos.

Con esta unidad yesífera termina el Ciclo Triásico y comienza el Jurásico, que en la Sierra del Espadán solo está representado por una única formación carbonatada compuesta por dolomías carniolares (Formación Carniolas de Cortes de Tajuña) y calizas bioclásticas que representan una nueva transgresión marina. Su espesor es de 50 metros y su edad Liásico (Jurásico Inferior). Las margas evaporíticas del Keuper y los carbonatos liásicos suelen aparecer juntos y casi siempre conservados en zonas tectónicamente hundidas (fosas). En la Sierra del Espadán, la zona donde mejor se las encuentra es en la fosa de Eslida-Artana y en el borde occidental de la Sierra (Castellnovo-Vall de Almonacid-Algimia-Gaibiel).

La Sierra del Espadán termina a orillas del Mediterráneo, donde es recubierta por los depósitos de arcillas rojas y cantos del Pleistoceno Superior que constituyen la Plana de Castellón. En la siguiente figura se resume la columna estratigráfica descrita de una manera gráfica:

MINERÍA EN LA SIERRA DEL ESPADÁN

La Sierra del Espadán ha sido la única comarca minera de toda la Comunidad Valenciana. Por toda la Sierra hay numerosos vestigios de antiguas explotaciones que beneficiaban menas metálicas, principalmente cobre, cobalto, mercurio y barita. Las características geológicas de la Sierra propiciaron la formación de yacimientos hidrotermales en los que se depositaron los minerales, que fueron intensamente explotados para su aprovechamiento en la industria azulejera asentada en la costa (Onda) principalmente el cobalto, pero también para la exportación como el cobre, el mercurio y la barita.

La actividad minera se concentró en el Anticlinal del Espadán (términos de Chóvar, Eslida y adyacentes), donde se han contabilizado más de 100 minas, la mayoría simples chamizos o calicatas pero donde se localiza la única mina que merece tal nombre de toda la Comunidad Valenciana: el Pozo Manuel, también conocido como Pozo Malacate o Pozo Maestro. Fue perforado por la Sociedad El Porvenir de Mieres (Asturias) hacia 1908, cuando adquirió las minas de mercurio de Chóvar. Llegó a una profundidad de 110 metros y dispuso de cinco niveles: 18, 36, 58, 70 y 90, de los que partían algunas galerías secundarias y pocillos. Todas estas labores estaban orientadas al sur, siguiendo la orientación del filón principal, conocido posteriormente como Filón de los Asturianos, cuya mineralización se hace más rica a mayor profundidad. Durante la perforación de estas galerías se encontró casualmente el Filón Vega. En la siguiente figura se puede ver un croquis de esta mina:

Este pozo fue el único de toda Comunidad que dispuso de una torre o malacate con un ascensor o “jaula”, del que todavía se puede ver el torno y los cables.

En sus proximidades se construyeron unos hornos para la extracción del mercurio del mineral que lo contenía, el cinabrio pulverulento. En la siguiente fotografía se pueden ver unas muestras de mineral de esta explotación:

Debido a la problemática que planteaba la altura a la que se localizaban las Minas del Hembrar (Mina Manuel, Mina Vieja...), se intentó acceder a los filones a través de un minado a más baja cota y para ello se construyó la Galería del Socavón, cuya entrada y algunas de sus vagonetas mineras se pueden ver en la siguiente foto. La actividad minera en esta zona cesó en 1967.

Además del mercurio en la zona, se explotó con intensidad el cobalto en minas que se localizan preferentemente en la vertiente septentrional del Barranco del Carbón (ladera del pico Tarraguán) y en este caso con un control más estratigráfico que tectónico, pues las minas se alinean a la cota +-650 msnm en la parte superior de la Formación Areniscas del Cañizar y la mineralización está formada por asbolana o cobalto negro, aunque también aparecen asociados minerales de hierro, cobre, bario y cinabrio. La asbolana es óxido hidratado de fórmula muy compleja que contiene cobalto, níquel y manganeso, es de color negro y aparece como tapices grumosos e impregnaciones en las rocas, aunque también puede presentase en fisuras y huecos en las rocas. En las siguientes fotografías puede verse una impregnación de asbolana en las areniscas triásicas del Barranco de Ajuez:

En la siguiente fotografía se puede ver desde el interior la salida de una de las galerías de Los Sejas (Eslida):

Hay muchas más minas esparcidas por toda la Sierra del Espadán; en este articulo solo se han expuesto una corta selección de las principales, las que explotaban los metales más apreciados. Quién sabe si en un futuro próximo la alta demanda de algunos de los elementos tan abundantes en el Espadán, como el cobalto, propiciarán una vuelta de la minería a esta zona.