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    En el Triásico superior, hace 200 Ma., el sureste peninsular estuvo ocupado por grandes salinas costeras donde precipitaron yeso y sal (figura 2-A), pero a comienzos del Jurásico los terrenos que se visitan son ocupados por el mar y se origina una plataforma carbonatada, relativamente somera, donde precipitan fangos calcáreos que posteriormente darían lugar a las dolomías (figura 2-B). Más tarde, la zona emergió y bajo un clima de tipo intertropical las dolomías se karstificaron y sobre su superficie precipitaron óxidos e hidróxidos de hierro (figura 2-C). Algunos autores calculan que la emersión pudo durar unos cinco Ma., en la denominada discontinuidad intrasinemuriense, transcurridos los cuales, el mar volvió a invadir la zona y sobre los sedimentos anteriores se depositaron nuevamente fangos calcáreos; calizas con restos de lamelibranquios (almejas), gasterópodos (caracolas), fragmentos de coral, etc., que bajo un clima semejante al que existe actualmente en las Bahamas, proliferaron los crinoides (lirios de mar) y se formaron pequeñas concreciones carbonatadas llamadas oolitos (figura 2-D).

    Posteriormente esta plataforma submarina del Lías inferior se transformó (figura 2-E) en un umbral emergido, en una isla alejada del continente (de la actual Meseta), bajo la influencia de un clima intertropical, que desencadenó un intenso proceso de karstificación de sus rocas carbonatadas. Situación que duró unos 40 Ma, hasta principios del Jurásico superior. La isla a la que dio lugar, podemos imaginarla como una superficie plana, cubierta por abundante vegetación, favorecida por un clima lluvioso (1.000-2.000 mm) y cálido (27ºC) y bordeada por taludes abruptos y escalonados que conectaban con fosas submarinas (figura 2-F).

    La disolución de las calizas que originaron la isla, dio lugar a la acumulación de las arcillas y óxidos e hidróxidos de hierro, originándose un depósito residual de arcilla de descalcificación (terra rossa), tanto en la superficie de la isla, en dolinas, como en las cavidades kársticas interiores que se originaron a favor de los sistemas de fracturas existentes. Sobre la arcilla de descalcificación superficial, se desarrolló una densa vegetación, cuya descomposición de sus restos favoreció la meteorización de las calizas y de las arcillas. La hidrólisis de las arcillas (un tipo de meteorización química) generó la acumulación de geles ricos en hidróxidos de aluminio y de caolinita. Los minerales alcalinos y alcalinotérreos fueron evacuados (lavados) y la terra rossa se transformó en bauxita. Algunas cavidades internas colapsaron, se hundieron, y rellenaron de brechas de calizas y de bauxitas englobadas en una matriz bauxítica.

    Hace unos 150 Ma., la zona vuelve a estar sumergida, pero continuó formando parte de un umbral (zona elevada). Sobre su superficie se depositaron fangos calcáreos y precipitaron óxidos de hierro, junto con conchas de cefalópodos (ammonites y belemnites). La poca profundidad y la lejanía del continente, condicionaron una tasa de sedimentación muy baja, 1 o 2 mm cada mil años, que junto con la existencia de condiciones muy aeróbias (aguas muy oxigenadas), favoreció la presencia de infinidad de organismos bentónicos que removieron y nodulizaron intensamente el sedimento, dándole un alto grado de porosidad. Todo ello conllevó a la formación de rocas muy características y ricas en fósiles; las calizas nodulosas rojas (figura 2-G).

    Mientras estas calizas rojas eran un sedimento semiconsolidado, parte de éste se deslizó sobre sí mismo, o sobre las calizas infrayacentes, a favor de la pendiente original de las dolinas existentes en éstas, seguramente como consecuencia de terremotos o grandes tormentas, dando lugar a pliegues intraformacionales (slumpings). La movilización de este sedimento semiconsolidado, provocó la formación de calizas muy brechificadas, rotas, que actualmente recuerdan más a un conglomerado que a una caliza.

    Esta nueva situación continuaría durante unos 40 Ma. más, hasta principios del Cretácico, donde el umbral desaparece (figura 2-H), y en condiciones de sedimentación más profundas y anóxicas (sin oxígeno) sedimentaron fangos arcillosos más o menos carbonatados, junto con conchas de cefalópodos, caparazones de radiolarios y espículas de esponjas silíceas. Se formó así una alternancia de margocalizas y margas, alternancias condicionadas por cambios climáticos (climas más y menos cálidos, respectivamente). Los restos de los organismos silíceos propiciaron la formación de nódulos de sílex durante la diagénesis y las condiciones anóxicas favorecieron la formación de nódulos de pirita, algunos de los cuales se afectaron a conchas de organismos, los ammonites piritizados.

    Finalmente, añadir que tanto las rocas que forman la sierras de Lavia y Ponce (Subbético medio), como las que originan la zona de las bauxitas (Subbético interno), no se depositaron en su posición geográfica actual, sino que según algunos geólogos, ambos conjuntos litológicos se originaron unos 80 km. al noreste de su posición actual, al oeste de Elche, desde donde fueron desplazados hasta aquí, durante el Mioceno inferior-medio, por la existencia de una zona de fallas de desgarre, denominada Falla de Crevillente.