Estudio geológico de los terrenos colindantes con el fortín de Aranguren (I)

El capítulo que se reproduce a continuación forma parte del número 8 de la "Revista Transfretana titulada Estrategias para el futuro de Ceuta",  editada por el Instituto de Estudios Ceutíes y cuyos ejemplares están a disposición del público. Los artículos han sido escritos por especialistas en cada tema y en este caso se presenta el primero de los trabajos mencionados.

Introducción

En 1998 se inicia un proyecto de colaboración entre el INEM y la Ciudad Autónoma de Ceuta que prevé la restauración de tres de los fortines construidos a lo largo de la línea fronteriza después de la guerra con Marruecos de 1859-60. Entre los fortines que se prevé restaurar, se encuentra el de Aranguren, que fue construido en 1882. Tras una inspección inicial, se pudo constatar la presencia de importantes grietas que afectaban a su estructura. Como consecuencia, se tomó la decisión de iniciar un estudio geotécnico que definiera su origen (figuras 1 y 2) y sus repercusiones para la estabilidad estructural de la construcción a corto y largo plazo. En el presente informe se tratará de dilucidar las posibles relaciones que la estructura geológica del terreno sobre el que se asienta el referido fortín tiene sobre las deficiencias estructurales observadas en la edificación.

Marco Geológico de la región

La geología de Ceuta se enmarca en una estructura geológica singular y de gran envergadura conocida como el “Arco Bético-Rifeño”. Se trata de un cinturón orogénico de tipo geosinclinal formado, en lo fundamental, durante y como consecuencia de la Orogenia Alpina. La singularidad se debe fundamentalmente su marcada curvatura y la falta de un bloque continental estable sobre el que apoyarse, algo realmente único, ya que las cadenas montañas suelen ser lineales, si son intracontinentales, o situarse alrededor de escudos continentales estables a los que ciñen. A gran escala, el estilo alpino de esta formación viene subrayado por la presencia de numerosos mantos de corrimiento y a una escala más reducida por el predominio de una tectónica de escamas, en general, fuertemente apiladas.

A lo largo de todo este sistema montañoso se puede distinguir una zona interna que bordea el mar de Alborán, conformando su línea de costa y una externa que bordea a la anterior y se extiende hacia el interior continental. La presencia de materiales antiguos, generalmente premesozoicos, y en mayor o menor grado metamórficos, caracteriza a la zona interna, mientras que las rocas posmesozoicas carentes de una impronta metamórfica son los materiales típicos de la zona externa. Con la excepción del pequeño afloramiento de los flischs de Beliunech situado en el extremo norte de territorio de Ceuta, el resto

del territorio de nuestra comunidad forma parte de la zona interna del “Arco Bético- Rifeño” y a ella justamente pertenecen los materiales sobre los que se sustenta el fortín de Aranguren que serán el objeto del presente informe.

Rasgos generales de la geología de Ceuta

El territorio de Ceuta no sólo forma parte del “Arco Bético-Rifeño”, sino que se en- cuentra situado en su punto focal del mismo, lo que hace que su geología sea especialmente compleja. De hecho en sus escasos 20 Km2 se agrupan hasta siete unidades geológicas distintas, con materiales que van desde el Devónico hasta el Aquitaniense y, como no, el Pliocuaternario. Además, en este pequeño enclave es posible encontrar desde rocas típicamente sedimetarias sin señal alguna de metamorfismo hasta otras cuyo grado de metamorfismo regional es el mayor posible, junto con un afloramiento de rocas ígneas provenientes de las profundidades en las que se localiza el límite corteza-manto. Además, el efecto de varios ciclos orogénicos superpuestos, de los que el alpino es sólo el último, ha complicado enormemente la disposición tectónica de sus materiales. De hecho, los efectos del estilo característico de la orogenia alpina, con sus típicos mantos de cabalgamiento originados por los fuertes procesos compresivos que la acompañaron, se muestran de forma exacerbada en esta zona, donde los mantos cabalgantes se multiplican y atomizan, dando lugar a una tectónica que se puede calificar de escamas. En ella, pequeños mantos de cabalgamiento (escamas tectónicas) provenientes de lugares distintos y ambientes sedimentarios dispares se apilan unos sobre otros sin un orden aparente. Si a ello se suma el hecho de que dichas escamas pueden haber sufrido transformaciones metamórficas diferentes que enmascaran sus características originales, entonces, la labor de tratar de reconstruir la procedencia y el camino seguido por cada uno de ellos se convierte en una tarea de una complejidad extrema y, a veces, hasta imposible.

A pesar de todos los inconvenientes anteriores, la paciente labor desarrollada du- rante el último siglo por un número importante de geólogos ha conseguido ofrecer un cuadro razonablemente coherente de la geología de la zona y, en particular, del territorio de Ceuta. Este esquema, aunque incompleto en muchos aspectos y carente del detalle que la geología aplicada requiere, es lo suficientemente firme como para servir de marco a las conclusiones que el estudio geológico detallado de la zona que nos ocupa, algunas de las cuales pueden tener repercusiones prácticas de interés.

La mayor parte del territorio de Ceuta se encuentra ocupado por un sinclinal complejo —el sinclinal “Hadú-Fnideq— que reúne materiales detríticos antiguos (Devónico a Triásico) junto a otros mucho más recientes (Aquitaniense) y discordantes. Con el eje en dirección aproximada NNE-SSW el sinclinal ocupa toda la zona continental que va desde las Puertas del Campo hasta el Renegado. Su plano axial se inclina hacia el oeste y su núcleo desaparece bajo las calcarenitas Aquitanienses y las arcillas y areniscas Permotriá- sicas probablemente arrastrado por un pliegue-falla al que las arcillas Pérmicas sirven de lubrificante. Sus materiales más antiguos se encuentran afectados por un metamorfismo de baja intensidad. Al este del sinclinal una pequeña franja de “filitas carbonosas”, ocupan el resto del territorio continental de Ceuta. Estas filitas probablemente formaban parte de los materiales más antiguos del sinclinal, si bien se encuentran en la actualidad separadas de los materiales del sinclinal por una discordancia en pliegue-falla en la que aparecen habitualmente restos arrastrados y triturados de las anteriores arcillitas del Pérmico. Estas filitas carbonosas están afectadas de un metamorfismo de grado medio. Más hacia el este, ya en la zona del istmo y del Hacho, el subsuelo está ocupado por materiales de alto grado de metamorfismo, la mayor parte de los cuales se puede encuadrar dentro del campo de las granulitas. En el istmo aparece un claro gradiente de metamorfismo que se incrementa hacia el este, pasando de micasquistos en la zona de la Almina a gneisses kinzigíticos y hasta a verdaderas migmatitas en la zona del Sarchal, donde los gneisses entran en contacto con un afloramiento de peridotitas y con los gneisses del Hacho. Estos últimos, que aparecen en todo el monte Hacho, presentan un afloramiento homogéneo de textura ocelar y la presencia de cordierita y silimanita indican el alto grado de metamorfismo que han sufrido, justificando su inclusión en el campo de las granulitas.

El lado oeste del sinclinal “Hadú-Fnideq” está en contacto con una estrecha franja de esquistos y grauwackas —unidad del Fuerte de Isabel II— afectados de un metamor- fismo de grado bajo que los diferencia de los materiales de la unidad siguiente —unidad de Beni-Mesala— caracterizados por su metamorfismo de grado medio. En esta última unidad se asienta justamente el fortín de Aranguren. Por último y cerrando los materiales de la unidad de Beni-Mesala por el lado occidental, aparecen, con muy escasa extensión en el territorio ceutí, los flisch de la unidad de Beliunex. Dado que el fortín de Arangu- ren se encuentra enclavado en la unidad de Beni-Mesala, parece razonable prestarle una atención más detallada a dicha unidad.

La unidad de Bdeni- Mesala

Dentro del territorio ceutí, son básicamente tres los tipos de rocas que aparecen ligados a esta unidad: filitas, cuarcitas y dolomías, todas ellas afectadas de un claro metamorfismo de grado medio. Las rocas que aparecen con mayor profusión son las filitas que, debido a su tonalidad gris con matices azulados, violáceos y verdosos, han sido de- nominadas con bastante fortuna “filitas color de humo” por su parecido con los colores que presenta el humo al evanescerse. Su aspecto habitual es sedoso, aunque también es frecuente que muestren una textura fibrosa. Se encuentran claramente alabeadas y cuando se pliegan, lo hacen de forma isoclinal. Muestran una fractura esquistosa muy clara, aunque a veces esta fractura está enmascarada por la fuerte trituración que afecta a algunos de sus sectores. Además del elevado contenido en biotita de neoformación, responsable de su brillo y esquistosidad, estas filitas contienen pequeños granos detríti- cos de cuarzo y de una roca negra, probablemente lidianita. También son frecuentes los enclaves de cuarzo de neoformación, normalmente asociado con clorita, oligisto y, más raramente, con distena.

Dentro de la anterior formación filitosa, aparecen con cierta frecuencia barras de una cuarcita clara de tonalidad generalmente amarillenta, aunque también puede presentarse con matices grisáceos. Asociados al cuarzo que mayoritariamente conforma esta roca, aparecen, otros minerales opacos siempre en pequeñas cantidades, como magnetita, pirita y limonita. Los cristales de los minerales anteriores suelen situarse en bandas muy finas y paralelas que dan a estas cuarcitas un aspecto acintado. La disposición de este bandeado parece no tener relación con su disposición estratigráfica primitiva, sino con planos de esquistosidad secundarios de origen metamórfico. El espesor de las barras de cuarcita oscila entre el decímetro y el centenar de metros. Su aspecto general es masivo, dado que normalmente el metamorfismo que las afecta ha borrado su estructura sedimentaria original, no obstante, en algunos afloramientos se ha conservado en parte su estructura inicial. Cuando ocurre esto, las barras de cuarcitas aparecen formadas por un apilamiento de pliegues agudos con los flancos paralelos a los planos del techo y del muro de la barra y cuyos núcleos aparecen con plegamiento seudosimilar, a veces casi fluidal. La dirección de los flancos de estos pliegues y, en consecuencia, la de los planos que delimitan los flancos de estas barras, presentan direcciones y buzamientos muy diferentes de la de los planos de exfoliación de las filitas que las rodean, siendo la mayor parte de las veces casi perpendiculares. Todo parece indicar que la diferencia de competencia entre ambos tipos de roca en las condiciones en las que se desarrolló el metamorfismo ha conducido a un comportamiento dispar de ambas fracciones. La porción arcillosa de las mismas, mucho más refractaria, respondió a los esfuerzos con un plegamiento en general suave que dio lugar al aspecto alabeado con el que se muestran en la actualidad. En las zonas de mayor esfuerzo, las filitas se plegaron de forma similar, pero en su mayoría estos pliegues evolucionaron a pliegues-falla y zonas de desgarres, conservándose sólo en casos excepcionales. Los enclaves donde abundaba el cuarzo, debido a su mayor plasticidad en condiciones de alta temperatura y presión, debieron sufrir un proceso de segregación y concentración, para posteriormente absorber la mayor parte de la deformación, reple- gándose sobre sí mismo, aumentando así significativamente de espesor y dando lugar a las potentes barras que se observan en la actualidad.

Separada de los anteriores esquistos y cuarcitas por una falla, una potente formación dolomítica cierra la unidad de Beni-Mesala por el extremo occidental. Estas dolomías son masivas, sin estratificación aparente, y normalmente presentan un grano muy fino, aunque no faltan enclaves donde la roca muestra una cierta cristalización. Los procesos metamórficos sufridos por esta unidad han afectado a las dolomías de forma muy dispar. En ciertas zonas, su elevada cristalinidad indica un metamorfismo de cierta intensidad, no obstante, en otros enclaves su estructura sedimentaria está casi inalterada y en ellos es posible identificar estructuras algales y restos fósiles de Gyroporella sp. datables como del Triásico medio. Asumiendo la hipótesis de una sedimentación continua y suponiendo una similitud genética entre los materiales de esta unidad y la de los del sinclinal Hadú- Fnideq, se puede asignar una edad Werfeniense (Triásico inferior) a las cuarcitas y datar a las filitas color de humo dentro del Pérmico.

La duplicación de algunas partes de la serie estratigráfica, así como la cartografía de las barras de cuarcita, indican que la unidad de Beni-Mesala está formada por la imbricación de como mínimo dos escamas tectónicas, ambas afectadas por un plegamiento anticlinal, si bien la cartografía detallada de la parte de la unidad que aparece en Ceuta indica una estructura bastante más compleja. Esta unidad se encuentra surcada por numerosas fallas de desgarre, generalmente inactivas. Las fallas más importantes que aparecen en esta formación muestran una dirección NE-SW, formado juego con otras aparentemente más recientes en dirección casi N-S y que en algunos caso muestran signos de actividad reciente. Los rumbos de los juegos de fallas anteriores indican la presencia de un importante esfuerzo compresivo con dirección 25ºN, compatible con los esfuerzos provocados por el choque entre la Placa Africana y la Euroasiática que tiene lugar en la zona del Estrecho de Gibraltar.

Metodología

El presente informe tiene como base los estudios geológicos de la zona publicados hasta la fecha. Además, y para alcanzar un conocimiento más detallado del área de interés, se ha hecho uso de dos herramientas básicas: la cartografía aérea y las prospecciones de campo. La interpretación adecuada de la cartografía aérea es una herramienta muy potente que permite reconocer los principales rasgos y estructuras geológicas presentes en una zona. No obstante la información obtenida de la cartografía aérea al no ser de interpretación unívoca necesita una posterior comprobación in situ que la valide.

Como material fotográfico se ha utilizado el vuelo 1081 del Ejercito del Aire del 29:04:83 que consta de 20 fotografías en color a una escala aproximada de 1:10.000. En particular se ha hecho uso de las tomas 7289,7290 y 7291. Además se ha contado también con series a una escala mayor (1:25.000) para la determinación de las relaciones de conjunto. En esencia, el método consiste en el reconocimiento de las características morfológicas del terreno que de alguna manera están gobernadas por la litología y la tectónica. Las fotografías deben ser observadas por pares contiguos con un estereoscopio adecuado, con el que se consigue observar una representación tridimensional del relieve, en general con un efecto estereoscópico bastante exagerado. La superposición en una de las fotos del par de una lámina plástica especial transparente pero con suficiente rugosidad como para permitir la escritura, permite registrar los rasgos de interés. Una vez dibujados, éstos se transfieren a un mapa topográfico de escala semejante que será usado en los reconocimientos de campo.

En el trabajo de campo, además de ratificar o no las estructuras detectadas en las fotografías aéreas, se toma nota detallada de otros datos imposibles de deducir del estudio anterior, tales como la micromorfología, la litología, la textura, las direcciones de los estratos o de los planos de falla y de esquistosidad y sus respectivos buzamientos, así como de las características micromorfológicas y texturales de los planos de falla que puedan aportar información relevante. Aquellos detalles de interés se registran fotográficamente.

Una vez recopilados los datos aportados por todas las herramientas anteriores, se establece un modelo inicial de trabajo que se irá ajustando hasta hacerlo compatible con la totalidad de los datos, a partir del cual se establecerán las conclusiones finales.

Estructura geológica de la zona circundante al fortín de Aranguren

Centrado en el fortín de Aranguren (30 S TE 28603E 397624N), se ha delimitado un rectángulo de 1600 metros de base y 1950 metros de altura en el cual se han estudiado y cartografiado los materiales geológicos que aparecen en la zona, junto con sus relacio- nes tectónicas (véase el “Mapa geológico de la Zona”). Dentro del rectángulo anterior y centrado también en el fortín, se ha ampliado una zona más reducida de 600 metros de base y 700 de altura en la que se estudió con mayor detalle la estructura tectónica que rodea al fortín de Aranguren (véase el “Esquema tectónico de la zona próxima a la Torre de Aranguren”.

Al igual que el de Ányera, el fortín o torre de Aranguren se encuentra situado justo en la cresta de la llamada Loma Entre Fuertes que discurre claramente hacia el norte desde su nacimiento en el monte Ányera. Emplazado cerca de la terminación norte de la loma anterior, ocupa un pequeño altozano que alcanza junto con el fortín 238 metros de altitud. Hacia el note, la loma se bifurca, dando lugar hacia el este a la loma de los Huesos y hacia el oeste al cerro de la Palma. En su extremo norte, la loma se desvanece y forma un profundo barranco que discurre en la misma dirección de su cresta y que termina frente al poblado de Benzú. Este barranco, situado paralelo y hacia el este del denominado en el Plano de Ceuta 1:10.000 Barranco Central, carece de denominación en el anterior plano y será denominado a partir de ahora en este informe Barranco de Benzú. La ladera este de la loma forma la cabecera del arroyo de Cala Mocarro y la oeste la vertiente oriental del arroyo de Benzú.

La litología de la zona está claramente dominada por las filitas color de humo y sus barras de cuarcitas intercaladas. En el extremo norte de la zona estudiada aparecen otros materiales: las dolomías de Benzú en la zona noroccidental y la serie flischoide de las cuarcitas de Beni-Mesala en la nororiental. La cartografía detallada de las barras de cuarcitas que aparecen en la zona representada muestra un mínimo de cuatro alineaciones que discurren en dirección aproximada norte-sur. Esta dirección es claramente diferente de la que presentan estas barras en la zona oriental del afloramiento en el territorio de Ceuta de la unidad de Beni-Mesala, en la cual aparecen en dirección noreste-suroeste. Las cuarcitas, mucho más resistentes a la meteorización que las filitas, suelen formar importan- tes resaltes en la topografía de la zona. Las filitas están generalmente muy meteorizadas, de forma que justo en la cresta de la loma Entre Fuertes los sondeos efectuados indican que el frente de meteorización alcanza unos ocho metros de profundidad. Además, el estado de fracturación de esta formación es muy elevado, debido probablemente al efecto conjugado de las numerosas fallas que la afectan y a las últimas fases de los movimientos de posicionamiento sinmetamórficos que tuvieron lugar cuando la roca estaba y relativamente cerca de la superficie y, por lo tanto, en un dominio frágil.

El estudio del conjunto de fallas presentes en esa zona indica la existencia de un sistema de fallas de desgarre con direcciones 35ºN y 115ºN, aparentemente inactivas en la actualidad y probablemente más antiguas que el resto de las presentes. Una de ellas discurre por el barranco del Altabacal, se dirige hacia el suroeste, pasando unos 70 metros al norte de la torre de Aranguren, y continúa hacia el barranco del Hozri. Otra pasa por el barranco más cercano al fuerte en dirección sur de la vertiente oeste de la loma Entre Fuertes, pasa a escasos 50 metros al sur del fuerte y continúa hacia la cabecera del arroyo de Cala Mocarro, donde se confunde con la trayectoria de otra falla. Por último, la tercera, separa las dolomías de Benzú de las filitas color de humo, cerca de un kilómetro al norte de Aranguren. Este sistema de fallas es coherente con un esfuerzo compresivo de dirección este-oeste, similar al que generó el apilamiento de las escamas tectónicas contra la dorsal caliza. Su origen se puede encontrar en el desplazamiento hacia el oeste que sufrió la microplaca de Alborán.

Otro sistema de fallas con un importante componente gravitacional toma direcciones paralelas a 65ºN y no muestran tampoco signos recientes de actividad. Dos fallas de este tipo aparecen en la zona estudiada, una discurre por el cauce bajo del arroyo de Cala Mocarro, sigue hacia el suroeste pasando unos cien metros al norte del fortín en dirección a Fuente Dachas. Su origen puede estar relacionado con el sistema de fallas anterior, ya que el esfuerzo distensivo que las generó está en dirección aproximadamente perpendicular al compresivo del sistema anterior.

Un tercer sistema de fallas con un fuerte componente de desgarre aparece con direcciones conjugadas cercanas a 0ºN y 130ºN. Dos fallas de interés pertenecientes a este sistema aparecen en la zona de estudio, una de ellas parte de las proximidades del monte Renegado, pasa por la cabecera del arroyo de Cala Mocarro, sigue en dirección noroeste, pasando a unos 70 metros al norte de Aranguren en dirección de la fuente de Bab el Hayar. La otra, que muestra una clara trayectoria norte-sur, parte del poblado de Benzú, afectando a su paso a una esquina de su grupo escolar, recorre el barranco de Benzú, enfila la cresta de la loma Entre Fuertes, pasando bajo el fortín de Aranguren y sigue hacia el sur discurriendo a unos 200 metros del fuerte de Ányera en dirección a Castillejos. En la zona de estudio, estas fallas están claramente activas. El esfuerzo compresivo norte-sur asociado a ellas discurre con un rumbo cercano a los 155ºN, siendo por tanto coherente con los esfuerzos compresivos generados por los movimientos de aproximación entre la Placa Africana y la Euroasiática que están teniendo lugar actualmente en la zona del Estrecho de Gibraltar.

Centrándonos en los alrededores del fortín de Aranguren y sobre todo en aquellos accidentes geológicos que puedan estar relacionados con los problemas estructurales que lo afectan (véase: el “Esquema tectónico de la zona próxima a la torre de Aranguren) hay que indicar que los mismos pueden tener dos causas geológicas distintas: la existencia de una falla que discurra bajo el fortín y/o la presencia de materiales inestables bajo sus cimientos. Estudiaremos primero el conjunto de fracturas próximas a la edificación.

Cinco fracturas de importancia, calificables como fallas, rodean a la torre de Aranguren. La indicadas como 1 y 2 en esquema anterior pertenecen al sistema compresivo con esfuerzos este-oeste descrito anteriormente. Ambas pasan por las cercanías del fortín sin afectarlo; la número 1 unos 50 metros al sur y la número 2 cerca de 70 metros al norte del mismo. La número 3 del esquema pertenece al sistema de fallas gravitacionales y cruza a unos 150 metros del fortín la terminación norte de la loma Entre Fuertes en una dirección prácticamente este-oeste. Esta falla, junto con la número 2 descrita anteriormente, generan en la trinchera sur de la pista que discurre paralela y al sur de la carretera a la altura del chalet La Ponderosa, una profunda grieta duplicada en profundidad, que está originada por el efecto de las aguas de escorrentías sobre la roca fuertemente triturada por el movimiento antiparalelo de los dos bloques de la falla.

La falla señalada en el esquema con el número 5, al igual que la 4, pertenece al sistema generado por el esfuerzo compresivo de dirección aproximada norte-sur (155ºN). Atraviesa el extremo norte de la loma Entre Fuertes en dirección noroeste-sureste (120ºN), pasando a unos 100 metros del fortín. Su paso por la loma viene marcado por un profundo surco de casi un metro de profundidad que indica con claridad su reciente actividad. Hacia el este, a su paso por la trinchera de la carretera Benzú-García Aldave corta a una barra de cuarcitas que muestra, como consecuencia de la acción de la falla, diferente dirección y buzamiento a uno y otro lado de la fractura (véase el “Esquema tectónico...”).

El fortín de Aranguren se ubica justamente en la cresta de la loma Entre Fuertes. Debido al proceso de reptación de las capas superiores del suelo, una o ambas mitades del fuerte se desliza en direcciones opuestas por la superficie curva de la cresta de la loma, ello puede explicar la divergencia angular que se observa entre los lados de la fractura

Por su parte, la número 4 sale de la cabecera del barranco de Benzú atravesando la carretera Benzú-García Aldave fracturando su firme con una grieta que muestra una dirección global 20ºN (Figura 3). Mientras que en el lado norte de la carretera la grieta es simple, conforme va avanzando hacia el sur, la grieta se ramifica hasta transformarse en un sistema difuso de pequeñas fisuras en el lado sur. La grieta simple del lado norte de la carretera presenta una separación horizontal de 1,5 centímetros, no observándose en la misma desplazamientos de cizalla. Sí se observa, sin embargo, un hundimiento cercano al medio centímetro del lado oriental de la fractura (Figura 4), lo que indica un cierto componente gravitacional en el movimiento de esta falla que, como se ha indicado antes, es de desgarre. El trayecto de esta falla a partir del lado sur de la carretera, al penetrar en la loma y cruzar la pista que discurre paralela a la misma, viene marcado por la presencia de una banda de vegetación (zarzales) típica de zonas con aguas subálveas. Ello indica que la zona milonitizada por la acción de la falla está sirviendo de cauce a las aguas de escorrentía de esta ladera de la loma. A partir del punto anterior, la falla toma dirección 340ºN y alcanza la base del fortín en su cara norte. En ese punto, una calicata practicada ha puesto de manifiesto su plano de falla (Figura 5) que aparece allí con una dirección 350ºN y un buzamiento de 80ºW. El espejo de falla desarrollado en el lado este de la falla muestra numerosas estriaciones casi horizontales (Figura 6), signos evidentes de los movimientos de desgarre que la caracterizan. La falla cruza el fuerte diametralmente y en dirección norte-sur perfecta, reapareciendo en la cara sur, donde otra calicata ha permitido determinar la dirección de salida de la falla (20ºN) y su buzamiento (70ºW). A partir de este punto, la falla recorre la cresta de la loma en dirección francamente sur, cruza el monte Ányera por su ladera oriental, evitando así al fortín que hay en su cima y se prolonga hasta Castillejos, desapareciendo bajo el mar.

Dado que el fortín de Aranguren presenta una grieta diametral de dirección norte- sur casi perfecta, cuyos extremos coinciden con bastante exactitud con los puntos de salida y entrada de la falla anterior, parece lógico deducir que esta falla está directamente relacionada con los problemas estructurales que le afectan. Sin embargo, es necesario indicar que una falla de desgarre antihoraria como ésta debería producir un claro desplazamiento antiparalelo de las dos mitades del fuerte, algo que no se observa. A este respecto, conviene señalar que, si bien el movimiento a largo plazo (miles de años) de la falla es claramente de desgarre, algunos movimientos puntuales de la misma pueden ser sólo de separación de los dos bloques que limita. Ello no sólo es posible, sino necesario también en fallas como la que nos ocupa, ya que, al presentar un plano de falla ondulado, el deslizamiento horizontal de sus bloques debe ir acompañado necesariamente de un movimiento de alejamiento y acercamiento de los bloques que permita ir acomodando las irregularidades de su plano de falla. Por otro lado, hay que tener también presente que las fracturas de la anterior construcción no tienen sus bordes perfectamente paralelos, sino que muestran un ligero ángulo que se va abriendo hacia arriba. Por ello, parece ne- cesaria la presencia de otro proceso, además del de la falla, que explique la divergencia observada entre los bordes de las fracturas.

Si tenemos en cuenta que el asfaltado de la carretera afectada por la grieta originada por la acción de esta falla se hizo hace unos diez años y que la separación que muestra en la actualidad la grieta anterior es de unos 15 milímetros, podremos calcular la tasa anual de separación de los labios de la falla que resulta ser de un milímetro y medio. Esta tasa es concordante tanto con los datos deducidos de la instrumentación de las grietas del fuerte, llevada a cabo a lo largo del los últimos doce meses, como con la tasa de separación de una grieta que afecta a una reparación de la cubierta del fuerte realizada hace también unos diez años. No obstante, la extrapolación de esta velocidad de separación a lo largo de la vida de la construcción (118 años) daría una separación total de unos 18 centímetros, cifra que no es coherente con las observaciones. De todo ello se puede deducir que el movimiento de esta falla, como de otras muchas, es esporádico y que ha sido en los últimos diez a quince años cuando la falla ha desarrolado su último episodio de actividad. Episodio que, según los datos extraídos de la instrumentación de las fracturas, aún no ha concluido.

Por otro lado, las rocas metamóficas, como las filitas color de humo que sustentan al fuerte, presentan de forma característica una serie de planos de esquistosidad, a lo largo de los cuales este tipo de rocas puede fracturarse y deslizar con mayor facilidad. El estudio de las direcciones y buzamientos de los planos de esquistosidad de las filitas cercanas al fuerte (véase el “Esquema tectónico...”) ha puesto de manifiesto que el fuerte de Aranguren se asienta entre dos bloques de filitas separados por la falla anterior y que cada uno de ellos muestra direcciones y buzamientos de la esquistosidad diferentes. Así, las medidas efectuadas en el bloque oriental indican planos de esquistosidad con direcciones entre 20 y 40ºN y buzamientos entre 40 y 50º hacia el SE. Por su parte, el bloque occidental muestra direcciones entre 130 y 140º y buzamientos entre 20 y 30º hacia el SW. En este punto, conviene indicar que la dispersión en los valores de las medidas anteriores es totalmente normal en rocas como ésta que muestra un plegamiento claramente alabeado, sin que esa dispersión indique que estamos midiendo planos de esquistosidad en bloques disyuntos. De hecho y según se puede observar en el “Esquema tectónico ...”, los planos de esquistosidad de los diferentes bloques de terreno que limitan las fallas presentes en la zona muestran orientaciones muy dispares que se apartan significativamente de los intervalos de dispersión indicados anteriormente.

En su conjunto, los datos anteriores indican que la torre de Aranguren se asienta justo en medio de dos bloques de filitas que están separados por la falla número 4. Los planos de esquistosidad y, por lo tanto, de deslizamiento de los bloques anteriores se orientan de forma semejante a como lo hacen dos lados contiguos de un tejado a cuatro aguas, favoreciendo por lo tanto el deslizamiento de la parte oriental del fuerte hacia el sudeste y la parte occidental hacia el sudoeste. Hay que señalar también que la inclinación (buzamiento) de la esquistosidad del bloque oriental (40-50º) es mucho más pronunciada que el del bloque occidental (20-30º), lo que sin duda hace más fácil el deslizamiento hacia el sudeste de la mitad oriental del fuerte que el de su otra mitad. Además, este deslizamiento hacia el sudeste del lado oriental es contrario al provocado por el desplazamiento horizontal antihorario del bloque oriental de la falla, lo que podría también explicar la falta de desplazamiento lateral que se observa en las fracturas del fuerte.