Revista (Blog)

 
GEOLOGÍA
24 de Septiembre de 2009
EL DOMINIO INTERMEDIO
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
Turbiditas 1  
El Dominio Intermedio está formado un conjunto de materiales situados entre la Zona Prebética y la Zona Subbética. Aunque formalmente, las Unidades intermedias, suelen ser asignadas a la Zona Subbética, se les va ha dar un tratamiento específico, por cuanto sus rocas e historia geológica presentan unas características y particularidades propias.
 
 
INDICE:
 
  1.   EL DOMINIO INTERMEDIO (Introducción)
  2.    ESTRATIGRAFÍA, PALEOGEOGRAFÍA E HISTORIA GEOLÓGICA
  3.    ESTRUCTURA Y POSICIÓN DE LAS UNIDADES INTERMADIAS EN LA CORDILLERA BÉTICA
  4.    EDAD DE LAS DEFORMACIONES
  5.    CORTES GEOLÓGICOS COMENTADOS:
                    -Las Unidades Intermedias en La Puebla de Don Fadrique y Almaciles 
 
 
 
EL DOMINIO INTERMEDIO:            Las Unidades Intermedias

Entre la Zona Prebética y la Zona Subbética hay una serie de materiales, que poseen características híbridas entre los materiales de ambas zonas. No obstante también presentan unas particularidades desde el punto de vista sedimentario que les confiere personalidad propia. Aunque la literatura geológica tiende a incluir a las Unidades intermedias dentro del Dominio Subbético, se ha considerado darle un tratamiento propio en base a su situación dentro de la Cordillera Bética y las peculiaridades sedimentarias que presentan.
 
 

 
La forma de aflorar estas unidades presenta también sus peculiaridades. En el área oriental están bien representados los materiales de edad mesozoica (Triásico, Jurásico y Cretácico) y a penas se encuentran materiales de edad posterior. Sin embargo en el sector occidental están muy bien expuestos los materiales del Paleógeno y Neógeno.
 
 
En Granada, materiales de estas unidades afloran en las cercanías de La Puebla de Don Fadrique.

 
 
Estratigrafía, Paleogeografía e Historia Geológica de las Unidades Intermedias

Desde el punto de vista estratigráfico destacan estas unidades por presentar grandes espesores de rocas entre el Jurásico y Cretácico inferior. La existencia de unas rocas conocidas como turbiditas, tanto en el Jurásico, como en el Cretácico, ha permitido establecer con cierta seguridad el ambiente en que se depositaron estas.
 
Todo hace indicar que el depósito de los sedimentos se llevó a cabo a pie de un talud submarino. Aún está en discusión la batimetría o profundidad de los depósitos de las turbiditas y otro tipo de rocas pelágicas como por ejemplo las radiolaritas. Para algunos autores estos tipos de rocas, son el resultado de la consolidación de sedimentos depositados a bastante profundidad, cerca del Nivel de Compensación de la calcita (disolución del carbonato cálcico), por debajo de los 2.000 metros de profundidad. Para otros autores los sedimentos se depositarían a mucha menor profundidad, entre 200 y unos pocos cientos de metros de profundidad, eso sí, bastante alejados de la línea de costa (sedimentación pelágica). El estudio reciente y en detalle, de las estructuras sedimentarias así como los microfósiles (radiolarios), apuntan a esta segunda opción. Más allá de este talud se emplaza un gran surco en el que se van a acumular grandes espesores de sedimentos en ambiente pelágico, es decir, más allá de la plataforma continental.

No es fácil dar una sucesión de rocas del Mesozóico y Cenozóico de las Unidades intermedias, debido a la fragmentación de los afloramientos y su escasa extensión expuesta. Así pues y salvando las posibles discontinuidades temporales (lagunas estratigráficas) y cambios laterales de ambientes sedimentarios, que sin duda los hubo, es posible reconstruir una serie estratigráfica tipo, a partir, de las sucesiones de diferentes localidades.

La serie estratigráfica mesozoica comienza por los depósitos del Triásico superior, formados por arcillas, yesos, margas y arenas, que debido a su comportamiento plástico proporcionará el nivel de despegue del conjunto de la cobertera mesozoica (Jurásico y Cretácico ) y Cenozoica , durante la formación de la Cordillera Bética.




Como en el resto de dominios de las Zonas Externas en las Unidades Intermedias existe un período de estabilidad, desde el Lías inferior al medio (205 a 180 m.a.). Las series estratigráficas están constituidas, esencialmente, por calizas, parcial o totalmente dolomitizadas. Estos materiales se depositaron en una plataforma continental somera, hasta que esta se vio afectada por la fragmentación de la cuenca marina, acaecida al final del Jurásico inferior, hace 180 m.a.
 
 

 
 
Esta fractura originó una separación entre la Zona Prebética y el Dominio de las Unidades Intermedias. Así pues, se pasó de un medio sedimentario de plataforma carbonatada somera (< 200 metros de profundidad) a otro de llanura pelágica a varios cientos de metros de profundidad.  A partir del Lías medio y hasta el lías superior se depositan sedimentos en un ambiente pelágico de poca profundidad, que darán lugar a una sucesión a veces muy potente o de gran espesor, de hasta 1.000 metros, de margas y margocalizas. Esta etapa se ha interpretado como un proceso de Rifting.
 
 
 
 
A comienzos del Dogger (Jurásico medio, 180-154 millones de años), el surco creado al sur de la línea de fractura está terminando de rellenarse, por lo que se pasa progresivamente de una sedimentación pelágica moderadamente profunda a otra mucho más somera, entre la que destaca la presencia de calizas oolíticas. Estas rocas están formadas por infinidad de pequeñas esferas (oolitos) de carbonato cálcico (de diámetro inferior a los 2 milímetros). Los oolitos se forman en aguas cálidas, a muy poca profundidad, en la que la acción del oleaje de vaivén hace crecer a estas pequeñas esferas.
                            
Durante el Malm (Jurásico Superior 154-135 millones de años) parte de las fallas del margen continental de la placa ibérica se reactivan y permiten la acumulación de más sedimentos en la cuenca marina, especialmente importante es esta reactivación en el Dominio de las Unidades Intermedias. Los primeros sedimentos son pelágicos, muy característicos en las Zonas Externas. Se trata de las denomindas margas radiolaríticas. Los radiolarios son animales unicelulares, por lo tanto de tamaño diminuto. A pesar de su escaso tamaño producen un esqueleto más o menos esférico, alrededor de la célula, formando una intrincada malla con espinas en la superficie. La composición mineralógica de este exoesqueleto suele ser de sílice (parecida a la del vidrio), por lo que las rocas que poseen una gran contenido de fósiles de radiolarios, poseen una gran dureza, siendo fácilmente identificables por esta propiedad. Estos depósitos aunque muy extendidos en las Unidades Intermedias, poseen poca potencia o espesor, normalmente entre los 50 y 100 metros.


 
                   
Sobre estos materiales se deposita un importante espesor de turbiditas calcáreas, que han sido interpretadas como depósitos de corrientes de turbidez en abanicos submarinos al pie de taludes controlados por fallas más o menos verticales. Las turbiditas son rocas muy singulares, pues nos informan de eventos catastróficos en la historia de la Tierra. Cada capa turbidítica es el resultado del depósito de materiales contenidos en una corriente de turbidez, cuando esta pierde energía.
 
 
Las corrientes de turbidez consisten en suspensiones de material sedimentario en el agua marina, que constituyen un fluido de densidad bastante mayor que la del agua marina ordinaria que lo rodea. Estas nubes de sedimento submarinas, una vez formadas por algún movimiento rápido y con alta energía (deslizamientos o terremotos), se mueven a favor  de la fuerza de la gravedad, adquiriendo considerables velocidades (70 km/h) y gran capacidad de transporte de material sedimentario.
 
Las corrientes de turbidez se inician generalmente en el borde exterior de la plataforma continental y arrastran materiales allí depositados a las profundidades oceánicas. Normalmente el mecanismo que produce la activación de estas corrientes de turbidez, son movimientos sísmicos de cierta intensidad.
 
 
 
                
 
También se han invocado procesos subaéreos, como grandes tormentas e inundaciones que se originan en tierra firme y que a través de los ríos y los cañones submarinos alcanzan las llanuras pelágicas. El hecho de que estén presentes fósiles de plantas y animales de medios terrestres en el interior de las turbiditas, parecen confirmar estos eventos catastróficos.

Las turbiditas pueden ocupar extensiones de muchos kilómetros cuadrados y depositarse a distancias superiores a los 100 km. Estos depósitos pueden producirse desde cada 10 años a los 20.000, en función de la frecuencia en que se produzcan los eventos catrastóficos. Entre estrato y estrato de turbiditas se depositan materiales más finos (margas, arcillas, etc), propios de la sedimentación marina pelágica normal. Mientras estos últimos se depositan en miles de años, los sedimentos turbidíticos lo hacen en minutos y horas.

El Cretácico inferior presenta una alternancia rítmica de calizas y margas muy ricas en fósiles, por lo que presenta un gran interés paleontológico. Sobre esta alternancia se depositan margas y margocalizas con intercalaciones de areniscas turbidíticas, depositadas estas últimas, al pie de talud de la plataforma. Este conjunto de rocas poseen un espesor de más de 3.000 metros de espesor, por lo que se deduce que la cuenca marina fue hundiéndose progresivamente mientras continuaba la sedimentación. Durante el Cretácico superior sigue hundiéndose la cuenca, por lo que dominan materiales pelágicos como, margas y margocalizas.

El Paleógeno se caracteriza por poseer una sedimentación pelágica, de surco en la mitad occidental de margas y calizas margosas; siendo de pie de talud en la oriental, con frecuentes episodios turbidíticos.
 
Del Neógeno sabemos que está presente el Mioceno inferior y medio (23,5-14 m.a.), formado por margas y calizas arenosas.
 
 
 
Estructura y posición de las Unidades Intermedias en la Cordillera Bética

El Domino Intermedio ocupa una posición a medio camino entre La Zona Prebética y la Zona Subbética. Junto con las Unidades Subbéticas, las Unidades Intermedias son las que han sufrido una deformación más intensa y visible de las Zonas Externas de la Cordillera Bética. La estructura que presentan estos materiales es difícil de establecer, por la fragmentación y poca extensión que presentan los afloramientos.
 
 
                                                

Como se puede comprobar en los cortes geológicos esquemáticos, las Unidades Intermedias aparecen “engrosadas”. Esta situación es producto de su ubicación dentro de las Zonas Externas, a caballo entre el Prebético y el Subbético; y de los grandes espesores que se acumularon durante el sistema Cretácico.
 
Desde el punto de vista estructural aparecen siempre cabalgando a las Unidades prebéticas y , a su vez, siempre son cabalgadas por las subbéticas. El desplazamiento mínimo que han sufrido la mayor parte de las Unidades Intermedias se ha valorado en unos 25 Km.
 
 
 
 
            
Existen dos niveles preferenciales a partir de los cuales se desarrollan los cabalgamientos dentro de las Unidades Intermedias, los yesos y arcillas del Triásico, tal como ocurre en el resto de las Zonas Externas; y las margas del Cretácico. Estos niveles favorecen la génesis de los cabalgamientos y pliegues, ya que son puntos débiles, que ofrecen poca resistencia a la deformación. Esta circunstancia ha provocado la fuerte deformación y fragmentación de estas unidades. El que en grandes áreas no afloren, es consecuencia de que son ocultadas bajo los mantos de corrimiento que portan hacia el Norte a las Unidades Subbéticas.
                              

En el siguiente corte geológico balanceado, se restituyen las diferentes unidades a su posición original, justo antes de comenzar el despegue de la cobertera sedimentaria sobre el basamento de la placa ibérica.
 
 
 
 
 
Dentro de la Cordillera Bética, es en las Unidades Intermedias donde se localizan los mayores espesores de sedimentación mesozóica, especialmente durante  el sistema Cretácico. Como consecuencia, los materiales que componen esta potente serie (arcillas, lutitas, margas y margocalizas principalmente) deben acomodarse ante la compresión a la que se vieron sometidos durante la formación de la Cordillera Bética.
 
 
Gracias a la liberación, por parte del Estado, de los estudios de sísmica de reflexión (permanecieron en secreto durante décadas), usados en la exploración de yacimientos petrolíferos y otros métodos de prospección geofísica, usados receintemente, se ha llegado a la conclusión de que: las Unidades Intermedias, a pesar de los grandes espesores que presentan, permanecen en su mayor parte ocultas bajo los materiales de la Zona Subbética.
 
Esto implica un desplazamiento, de los materiales subbéticos sobre las Unidades Intermedias, de una magnitud mucho mayor de lo que se pensaba hace sólo una década, superando con toda probabilidad los 30 Km. Por lo tanto, debemos hablar en este caso de auténticos mantos de corrimiento, en los que los que las diferentes unidades son transportadas mediante superficies de corrimiento. Las Unidades Intermedias también han sufrido un gran acortamiento, especialmente en los materiales cretácicos este se ha traducido en un importante plegamiento y desarrollo de cabalgamientos que, en parte, duplican los espesores de los materiales cretácicos. El Jurásico de las Unidades Intermedias, se ha comportado de forma más rígida, en este caso, el acortamiento se realiza casi exclusivamente mediante cabalgamientos y mantos de corrimiento , cuando la distancia recorrida es grande.
 
 

 
 
En resumen, podemos decir que la estructura de las Unidades Intermedias responde a un despegue generalizado y deformación de la cobertera sedimentaria mesozóica, a partir de los materiales plásticos del Triásico, durante la formación de la Cordillera Bética.
 
El comportamiento de los materiales jurásicos ha sido más rígido y por tanto frágil. Sin embargo, el Cretácico presenta abundancia de  materiales dúctiles, lo que ha permitido el desarrollo de un fuerte plegamiento y la formación de cabalgamientos que engrosan la espesa sucesión cretácica.
 
Los últimos datos indican desplazamientos hacia el Noroeste de todas las Unidades Intermedias, que seguramente superando ampliamente los 30 Km.  El empuje de las Zonas Internas durante la colisión se produjo en sentido Noroeste y provocó el total desenraizamiento de las Unidades subbéticas, y por tanto, las obligó a desplazarse sobre las Unidades Intermedias, hasta cubrirlas casi por completo.
 
A mayor profundidad, los materiales jurásicos del Dominio Intermedio se han comportado de una forma mucho más rígida, desarrollándose cabalgamientos de menor desplazamiento. De esta forma han presentado una mayor resistencia a la deformación y por lo tanto, (en alguno de los cortes que hemos visto) en profundidad, se encuentran directamente en contacto con los materiales de las Zonas Internas.
 
Esto nos indica que el acortamiento y la distancia de desplazamiento de los distintos mantos de corrimiento que conforman las Unidades Subbéticas, han sido, con diferencia, los más importantes de las Zonas Externas.


Edad de las deformaciones e historia geológica del Dominio Intermedio

Al igual que en 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 que afectaron tanto al basamento como a la cobertera sedimentaria que estaba formándose. Estas fallas normales o de extensión que afectan a tan diversos materiales y alcanzan gran profundidad son frecuentes en los márgenes continentales tipo atlántico y reciben el nombre de fallas lístricas.

A partir del final del Jurásico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de años, se produce una reactivación de estas fallas lístricas lo que produce un hundimiento de la cuenca, permitiendo una gran acumulación de sedimentos. Esta fosa o cuenca profunda denominada Surco Norbético es la que va a diferenciar el Dominio Intermedio de la Zona Prebética y la de Zona Subbética. Buena parte de la sedimentación va a estar constituida, a partir del Jurásico final, por turbiditas. Este tipo de rocas nos indican la presencia de un borde de plataforma muy inestable debido a eventos catastróficos, especialmente de terremotos. Este contexto sedimentario, de pie de talud, va a mantenerse durante gran parte del Cretácico inferior (135-96 m.a.). Esta nueva subsidencia o profundización de la cuenca durante la sedimentación, va a propiciar la acumulación de grandes espesores de sedimentos. De esta manera la sucesión mesozoica presenta un gran espesor de rocas en las Unidades Intermedias.

Los cabalgamientos y plegamientos se inician al final del Oligoceno, inicio del Mioceno inferior, hace unos 24-20 millones de años. Por lo tanto estas estructuras de deformación son un poco más antiguas que en el caso de las de la Zona Prebética. Esto nos indica que los esfuerzos que las generaron, incidieron antes en el Dominio Intermedio que en la Zona Prebética. Estas estructuras indican compresión según una dirección Sureste-Noroeste. Es evidente que la energía necesaria para el plegado y la fracturación de las Unidades Intermedias, procede la orogénesis de la Cordillera Bética. Otro conjunto de fallas importantes, que se generan al final de esta fase, son aquellas que poseen un plano más o menos vertical y que provocan desplazamientos en la horizontal, son las conocidas como fallas de salto en dirección o de “desgarre”, que pueden observarse en el mapa general de la zona.

La mayoría de las fallas normales o de extensión, son aún más recientes, pues suelen cortar las superficies de cabalgamiento y a los pliegues (Ver corte de La Puebla de Don Fadrique, parte derecha). Estas fallas son el resultado de la relajación de las rocas después de haber cesado el estrés compresivo de la etapa anterior. La fase de distensión que genera estas fallas normales y la elevación del conjunto de la Cordillera Bética se inició hacia al comienzo del Mioceno superior, hace tan sólo 7 m.a.

En conclusión podemos decir que el Dominio Intermedio sufrido tres etapas de deformación importantes, pero la primera bastante separada en el tiempo, con respecto a las dos últimas.
 
  • 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 tiene comienzo en tiempos muy recientes, ya en el Oligoceno superior-Mioceno inferior, hace unos 24-20 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 las Unidades intermadias. Al final de esta segunda etapa de deformación, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kilómetros) y desplazamiento.
  • 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 alguna de las fallas lístricas del Jurásico inferior..

Un hecho reseñable es que todas estas etapas de deformación ocurrieron en ambiente submarino, la elvación sobre el nivel del mar se ha producido en los últimos 5,3 millones de años, es decir, durante el Plioceno y el Cuaternario.

Durante todas estas fases han tenido una importante implicación los materiales plásticos y altamente deformables del Triásico superior. Este comportamiento ha permitido un despegue generalizado, a gran profundidad, de la cobertera sedimentaria con respecto al basamento de la placa ibérica. Por lo tanto podemos decir que estos materiales han funcionado como un “lubricante natural”, sobre el que se han desplazado y deformado los materiales suprayacentes.


Cortes geológicos comentados del Dominio Intermedio de la provincia de Granada 

1.- Las Unidades Intermedias en La Puebla de Don Fadrique y Almaciles.

Tanto en Almaciles como en la Puebla de Don Fadrique pueden observarse interesantes panorámicas del contacto entre las Unidades Intermedias, La Zona Prebética y la Zona Subbética. Es fácil identificar los materiales jurásicos subbéticos por sus colores oscuros y los pertenecientes a las Unidades Intermedias, formados por rocas de colores claros de edad cretácica y neógena.
 

Desde casi cualquier ubicación de las carreteras, que recorren el itinerario que va desde los Collados de la Sagra hasta el límite provincial de Granada con Murcia, en Almaciles, es posible observar el contacto entre las diferentes unidades que concurren en el llamado “Frente del Cabalgamiento Subbético”.  Los materiales prebéticos están representados, principalmente por el Paleógeno y pertenecen al Prebético interno. Estos presentan relieves suaves en los que destacan las calizas del Mioceno inferior (16 m.a.), que ya pertenecen al Neógeno. Los materiales de las Unidades Intermedias, no proporcionan relieves importantes y pertenecen en casi toda su totalidad al período Cretácico con algunos afloramientos dispersos del Paleógeno y Neógeno. Los relieves más importantes, con fuertes pendientes son los que presentan las calizas jurásicas de las Unidades Subbéticas.
 
 
                                             
 
 
Los materiales prebéticos presentan una deformación de poca intensidad, con respecto al resto de unidades presentes. El plegamiento en las cercanías del frente de cabalgamiento con las Unidades Intermedias es la respuesta al empuje que sufrió el Prebético interno durante la orogenia de la Cordillera Bética, tal como se aprecia en el corte geológico propuesto, en el que aparece un gran pliegue sinclinal (en forma de surco), en el cual los materiales más modernos quedan en el núcleo del mismo.

Las Unidades Intermedias, presentan un gran anticlinal (en forma de domo) en el contacto con los materiales prebéticos. El núcleo de este anticlinal presenta los materiales jurásicos, más antiguos, con una multitud de pequeñas escamas (pequeños cabalgamientos) que provocan el engrosamiento del pliegue. El mecanismo que origina esta deformación, al igual que en el caso anterior, es la respuesta al empuje que han sufrido las rocas durante la formación de la Cordillera Bética. En este caso los materiales del Cretácico se han plegado de forma intensa aumentando de forma significativa el espesor de las Unidades Intermedias en el entorno del contacto con el Prebético interno. El desarrollo de cabalgamientos también es importante en esta área de contacto, llegando a poner en contacto el jurásico de las Unidades Intermedias con el Prebético interno. El Triásico y Cretácico son los niveles de despegue de los materiales de las Unidades Intermedias, tal como puede verse en la parte central del corte geológico.

Las Unidades Subbéticas presentan en este perfil una desmembración muy importante, formando un apilamiento de mantos de corrimiento. En este corte, es visible un desplazamiento mínimo de unos 15 Km, si colocáramos todas las Unidades subbéticas, una a continuación de la otra, formando una sola unidad, y en su posición original, obtendríamos una distancia que superaría ampliamente la treintena de kilómetros. Así en estas unidades predominan las deformaciones más frágiles en forma de cabalgamientos, siendo los plegamientos de menor menor intensidad. En este caso sólo se detecta un único nivel de despegue, situado en los materiales plásticos o altamente deformables de edad triásica.

Nótese cómo las superficies de cabalgamiento cortan a los pliegues y a los materiales neógenos. Esto indica el orden de las deformaciones, en primer lugar el plegamiento y después como respuesta a la falta de espacio físico, para seguir absorbiendo la energía de colisión mediante el plegado de las capas, la formación posterior de los cabalgamientos. Finalmente hay fallas verticales que cortan tanto a pliegues como a cabalgamientos y que son producto de la fase final extensiva o de relajación que ha sufrido la región.




ARTÍCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOGÍA DE GRANADA
 
 
 
 
 
 


 
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