Revista (Blog)

 
GEOLOGÍA
23 de Febrero de 2021
El enjambre sísmico de la Vega de Granada
GEOLOGÍA | Ángel Luis Esteban  
 
Enjambre sísmico enero febrero 2021  

Desde principios del mes de diciembre del pasado año se vienen registrando una serie de terremotos (cerca de 2000) en lo que se conoce como la "Vega de Granada", la gran mayoría de ellos  superficiales y de mediana magnitud, principalmente con epicentros situados en Atarfe (877) y Santa Fe (704) que han creado gran alarma social en toda el Área Metropolitana de Granada, incluida la capital, no solo por la frecuencia inusual con la que se han producido, sino también por la cantidad de desperfectos que han ocasionado en viviendas y monumentos de la zona. Es lo que conocemos como ENJAMBRE SISMICO, es decir,  un conjunto de eventos sísmicos concentrados en un área específica durante un corto periodo de tiempo. 

LA SERIE SISMICA

En concreto, desde el día 2 de diciembre de 2020, hasta la fecha (última semana de febrero),han sido registrados por la red sísmica nacional casi 2000 terremotos (concretamente 1910) en la zona de Atarfe-Santa Fe- Vegas del Genil. siendo 31 de ellos de magnitud superior a 3, destacando los ocurridos los días 23, 26 (3) y 28 de enero con magnitudes en la escala Richter de 4.4, 4.1, 4.2, 4.4 y 4.4 respectivamente e intensidad macrosísmica entre V y VI (escala macrosísmica EMS98). La Intensidad Macrosísmica es un parámetro que representa de forma global el movimiento del suelo debido a un terremoto en una localidad, a partir de los daños producidos y de los efectos en las personas y en los objetos. Intensidad V-VI significa que los terremotos han sido sentidos en el exterior y que han producido daños menores (no estructurales) en edificaciones como caída de objetos, falsos techos o azulejos, fisuras y grietas en la unión de los elementos estructurales (forjados, pilares, etc) con los paramentos interiores (paredes de ladrillo, bloques, muros, etc), grietas en los enlucidos de yeso y pinturas… (yo mismo he sido uno de los damnificados).



La profundidad media de los terremotos ha sido de 5.6 Km, localizándose el más profundo entorno a los 15 Kms y los más superficiales a 1 km, es decir, terremotos muy superficiales, lo que ha provocado que se hayan sentido con más intensidad y hayan producido más daño. A esto debemos añadir la composición de los materiales de relleno dela Vega de Granada y la altura del nivel freático para comprender por qué tantos terremotos de relativa baja magnitud han sido sentidos y han provocado tantos desperfectos en las viviendas de la zona.

 

¿A QUE SE DEBEN ESTOS TERREMOTOS?

Granada y gran parte de su Área Metropolitana, se encuentran sobre  una de las mayores cuencas intramontañosas del Neógeno y Cuaternario de las Cordilleras Béti­cas (sur de España). La Cuenca de Granada  experimenta una deformación activa a la que se asocia una actividad sísmica bastante superficial, de baja a moderada magnitud, aunque de forma ocasional con intensidad significativa. Todo ello, hacen de  la provincia de Granada una de las regiones con mayor actividad y más peligrosidad sísmica de España, fruto de la convergencia entre la placa Africana y Euroasiática. Desde hace millones de años la placa tectónica africana y la ibérica chocan a una velocidad media de 5 mm/año, y cada cierto tiempo, como consecuencia de esa fricción, la energía acumulada escapa por la parte más frágil de la corteza terrestre. O sea, por las fallas.

El comportamiento de estas fallas viene condicionado por el tipo de material o roca sobre los que se desarrolla, así pues, en materiales que tienen un comportamiento plástico (arcillas, margas, yesos…), la deformación producida por el empuje es continua y no produce terremotos. Por el contrario, si afecta a rocas compactas, más o menos resistentes (calizas, dolomías, esquistos, etc) como las que existen alrededor de la Vega de Granada, las deformaciones producidas por el empuje tienden a acumularse y es cuando se producen los terremotos. A estas fallas las denominamos fallas sismogénicas.


Desde el punto de vista tectónico, las Cordilleras Béticas están actualmente sometidas a esfuerzos compresivos en dirección NO-SE a NNO-SSE junto con extensión en dirección NE-SO a ENE-OSO, ambos acomodados por pliegues y fallas activas. La vega de Granada, epicentro del enjambre sísmico que nos viene afectando desde hace mes y medio, está atravesada por un sistema de  fallas normales paralelas (hasta 10 activas) generadas en el Cuaternario, con orientación NO-SE, y longitud entre 5 y 10 Kms, destacando por su actividad, las fallas de Atarfe (Sierra Elvira), Pinos Puente, Alitaje, Santa Fé, Pedro Ruiz y Alhendín-Belicena (base de datos QAFI del IGME).

Estas fallas, atraviesan la vega en dirección NW-SE y probablemente se enraízan en profundidad en una sola gran falla principal. Son fallas pequeñas, muy próximas entre ellas, lo que podría favorecer la generación de sismicidad de tipo “enjambre” por efecto de la interacción de unas con otras. La mayoría de las fallas activas no emiten sismicidad continuamente, sino en periodos temporales concretos. Las fallas de la Vega de Granada están actualmente en un periodo de alta actividad que puede durar semanas o meses.

Estas fallas ya han sido responsables de importantes terremotos en el pasado, destacando la serie sísmica de 1806- 1807 en Pinos Puente (intensidad de VIII), el terremoto de 1911 en Santa Fé y el terremoto de 1918 en Atarfe (intensidad VII). Más recientemente, el mayor terremoto superficial ha sido de magnitud 5,0 en 1956 en Purchil (intensidad máxima VII-VIII) y los terremotos de Atarfe y Santa Fé de 1986 y 1996 respectivamente, ambos de magnitud próxima a 4,0 e intensidad máxima de V, similares a los sentidos entre el 23 y 28/1/2021.

 

ACELERACIÓN DE UN TERREMOTO

Durante un terremoto, las ondas sísmicas mueven los edificios en todas las direcciones debido a que éstas se transmiten con diferentes velocidades en función del medio que atraviesen. Este cambio en los movimientos de un edificio mientras dura un terremoto lo conocemos como ACELERACION sísmica básica (Ab), o lo que es igual el empuje horizontal que reciben los edificios en su base. El diseño y construcción de los edificios en áreas sísmicas como la de Granada deberá tener en cuenta la aceleración máxima posible del terreno (0,24 g según mapa de peligrosidad sísmica de España). El terremoto del día 28 de enero alcanzó una aceleración de 0.2 lo que significa que ha estado cerca de poner al límite la mayoría de las construcciones existentes, por lo que sería ésta  la explicación a por que se han producido daños en las construcciones pero sin haberse afectado estructuralmente las mismas.

Para medir esta aceleración disponemos de unos dispositivos o instrumentos denominados “acelerómetros” que registran la aceleración del movimiento del suelo producido por el terremoto. En la provincia de Granada el Instituto Geográfico Nacional (IGN) tiene instaladas de forma permanente tres estaciones sísmicas de velocidad y 22 de aceleración, estando 8 de ellas en torno a la zona epicentral de los terremotos. Todo ello, permite registrar los terremotos con una buena cobertura azimutal y realizar la localización de los epicentros con mayor precisión y fiabilidad.

La obtención de los valores de aceleración del suelo son de sumo interés, pues permiten una adecuada caracterización sismológica del terremoto, además de ser de gran utilidad en arquitectura e ingeniería sísmica para la evaluación de los daños producidos por el terremoto y mejorar el comportamiento de las estructuras de los edificios. Ello permite la confección de “mapas de peligrosidad sísmica” en términos de aceleración horizontal en fracciones de la gravedad (unidades g) para cada municipio de España, correspondiente a un periodo de retorno de 500 años y por otro, la elaboración de una  normativa de construcción sismorresistente de obligado cumplimiento en nuestro país (Norma de Construcción Sismorresistente Española (NCSE-02, del Ministerio de Fomento) y la norma europea Eurocódigo 8 (EC-8)).

En el mapa de peligrosidad sísmica de España del Instituto Geográfico Nacional (IGN), realizado en 2012 y revisado en 2015, la aceleración sísmica máxima esperada, para un periodo de retorno de 475 años y en un suelo tipo roca, en la zona de Atarfe-Santa Fe es de 0.24 g, es decir, una aceleración de 0,24 veces el valor de la gravedad,  siendo este uno de los valores más altos de toda España, junto con la zona de Lorca en Murcia, donde se registró, en mayo de 2011, un terremoto de magnitud 5.1 en la escala Richter, con aceleraciones de 0.36 g, casi el doble a las registradas en la Vega de Granada.

En la serie sísmica que se viene produciendo en la Vega de Granada,  las mayores aceleraciones observadas han sido registradas en una estación de aceleración situada en la localidad de Santa Fe. Cabe destacar las aceleraciones pico alcanzadas durante los terremotos de Mw 4,4, de los días 23, 26 y 28 de enero. En este caso, este acelerómetro, registró valores máximos de aceleración pico (PGA) de 0,151g, 0,165 g y 0,197 g, respectivamente, correspondientes en el primer caso a la componente vertical y en los otros 2 a las componentes E-W.

Actualmente, se está revisando el mapa de peligrosidad y parece que se va a incrementar a 0,25 el valor en Granada y también en zonas de Murcia..

 

MECANISMOS FOCALES

Cuando se produce un terremoto, los sismólogos crean gráficos de mecanismos focales (MF), coloquialmente denominados como “balones de playa”, para determinar la orientación de los planos de falla y los saltos de falla, en el caso de que el terremoto sea producido por una falla. 

Un mecanismo focal es el resultado del análisis de las formas de ondas generadas por un terremoto y que han sido registradas por un número determinado de sismómetros (hasta 10) siempre que éstos estén bien distribuidos geográficamente alrededor del epicentro. La información obtenida del mecanismo focal y del análisis de las ondas recibidas, nos proporciona datos como la ubicación del epicentro, el tiempo de origen, la profundidad focal, momento sísmico o la magnitud del terremoto.

En el enjambre sísmico de la Vega de Granada, los mecanismos focales de los terremotos de mayor magnitud muestran que se trata de un mecanismo de falla normal con ligera componente de desgarre sinestral y orientación NO-SE, lo que es totalmente compatible con la sismotectónica de la zona.

No es éste un concepto fácil de asimilar, pero vamos a explicar unas pequeñas claves que nos servirán de guía para entender cómo los sismólogos saben qué tipo de movimiento de falla se produjo en el subsuelo.

Los diagramas de mecanismos focales (MF) o balones de playa son proyecciones estereográficas (sistema de representación gráfico en el cual se proyecta la superficie de una esfera sobre un plano mediante un conjunto de rectas que pasan por un punto, o foco) que muestran dos cuadrantes de color y dos cuadrantes blancos separados  por un arco de un gran círculo orientados 90º uno de otro.

El cálculo del denominado Tensor de Momento Sísmico nos proporciona un conocimiento del tipo de mecanismo que ha producido el terremoto en la falla responsable, además de dar un valor a la magnitud, denominada magnitud momento (Mw) . El tensor momento queda definido por 3 ejes ortogonales entre si: P (eje de compresión, T (eje de tensión o dilatación y N ( eje nulo). La orientación de estos ejes es primordial puesto que el plano de falla donde se genera un terremoto está a 45º de los ejes P y T y contiene a N. En cualquier tensor de momento existen dos planos que cumplen con estos requisitos, se denominan planos nodales y están en ángulo recto intersectando a través del eje N. Pues bien, uno de estos planos nodales será el plano de falla. El otro se denomina plano auxiliar y es perpendicular. Conociendo cual es el plano de falla, el mecanismo focal nos indicará su orientación, la dirección del desplazamiento del bloque de techo (ésta será perpendicular a la línea de intersección de ambos planos) y el tipo de falla, que podrá ser transcurrente, normal o inversa u oblicua.

Existe una regla simple para interpretar el sentido del desplazamiento de una falla en un MF y es que éste siempre se produce del cuadrante dilatacional hacia el compresivo, es decir, del cuadrante blanco al de color. Una falla transcurrente podrá ser dextral o sinestral, una falla será normal si el centro del MF es blanco y será inversa si el centro es de color. Una falla oblicua, aquella en la que existe un desplazamiento tanto en el rumbo como en la inclinación de la falla, será de componente normal si el centro del MF es blanco y será oblicua con componente inversa, si su centro es de color.


Hay que entender que en el entorno de una falla se acumulan tensiones que, en un estadio inicial se resuelven mediante una deformación elástica cerca del plano de falla. Al superarse un cierto umbral, éstas tensiones pueden vencer la resistencia a la fricción en una determinada zona de la falla, produciéndose un desplazamiento local, en cuyos extremos la tensión aumenta todavía más, propagándose el desplazamiento por toda la falla.

En el momento del seísmo, si se produce por un súbito desplazamiento de cizalla sobre un punto del plano de falla, desde dicho punto o FOCO, irradiarán ondas elásticas en todas las direcciones, aunque éstas tendrán diferentes características en las distintas direcciones. Así, se pueden definir perpendicularmente al plano de falla cuatro cuadrantes de los que 2 están sometidos a compresión (los de color en un MF o balón de playa) y los otros 2 a dilatación o tensión (los de color blanco en un MF). Las zonas compresivas y tensionales de un MF se pueden obtener en un sismógrafo estudiando las primeras llegadas de las ONDAS P. Si la primera llegada de ondas se corresponde con un registro máximo o “Up” nos indicará que ese cuadrante es compresivo, mientras que, si la primera llegada es de tipo mínimo o “Down” nos indicará que ese cuadrante es de dilatación. También puede ocurrir que la primera llegada sea sin señal aparente en el tiempo.

Para representar estos datos utilizamos una red estereográfica de Schmidt (no vamos a explicar cómo se proyectan los puntos). Cada dato del sismograma se representará por puntos blancos (llegada tipo down), puntos negros (llegada tipo Up) o un aspa (sin señal aparente).

Una vez que se han representado todos los puntos de las diferentes estaciones sísmicas, trazamos los arcos de los 2 grandes círculos en una red estereográfica que representarán a los 2 planos nodales, perpendiculares entre sí, de los que uno será el plano de falla que origina el terremoto. Para acabar rellenamos los cuadrantes (compresivos y dilatacionales) formándose un Mecanismo Focal con ese aspecto de “Balón de Playa”.

En ocasiones la indeterminación en la interpretación del Mecanismo focal (MF) se debe resolver con el conocimiento de la geología de la zona o región donde se ha originado el terremoto.

 

RESUMEN

Desde el día 2 de diciembre de 2020, hasta la fecha, han sido registrados por la red sísmica nacional cerca de 2000 terremotos en el Área Metropolitana de Granada (ENJAMBRE SISMICO), la gran mayoría de ellos superficiales,  con epicentros ubicados entre Atarfe- Santa Fe- Vegas del Genil. Han sido terremotos de una magnitud moderada salvo los ocurridos los días 23, 26 (3) y 28 de enero que alcanzaron magnitudes en la escala Richter de 4.4, 4.1, 4.2, 4.4 y 4.4 respectivamente e intensidades entre V y VI (escala macrosísmica EMS98).

Consecuencia de la convergencia entre la placa Africana y Euroasiática, se estima que colisionan a razón de 5 mm/año, las Cordilleras Béticas, donde se ubica Granada y Sierra Nevada,  están actualmente sometidas a esfuerzos compresivos en dirección NO-SE a NNO-SSE junto con extensión en dirección NE-SO a ENE-OSO y cada cierto tiempo, como consecuencia de esa fricción, la energía acumulada escapa por un sistema de fallas activas de tipo normal, paralelas entre si, generadas en el Cuaternario, con orientación NO-SE, y longitud entre 5 y 10 Kms. Destacan las fallas de Atarfe (Sierra Elvira), Pinos Puente, Alitaje, Santa Fé, Pedro Ruiz y Alhendín-Belicena (base de datos QAFI del IGME).

Hay que entender que en el entorno de una falla se acumulan tensiones que, en un estadio inicial se resuelven mediante una deformación elástica cerca del plano de falla. Al superarse un cierto umbral, éstas tensiones pueden vencer la resistencia a la fricción en una determinada zona de la falla, produciéndose un desplazamiento local, en cuyos extremos la tensión aumenta todavía más, propagándose el desplazamiento por toda la falla.

Datos como la ubicación del epicentro, el tiempo de origen, la profundidad focal, momento sísmico o la magnitud del terremoto, así como la orientación de los planos de falla generadores de un terremoto y los saltos de falla, etc se obtienen de la confección de gráficos de mecanismos focales (MF), coloquialmente denominados como “balones de playa”, que son el resultado del análisis de las formas de ondas generadas por un terremoto y que han sido registradas por un número determinado de sismómetros (hasta 10) siempre que éstos estén bien distribuidos geográficamente alrededor del epicentro.

La liberación brusca de la energía acumulada en estas fallas origina unas ondas sísmicas que se transmiten a diferentes velocidades y que provocan movimientos en los edificios en todas las direcciones. Es lo que conocemos como ACELERACION sísmica básica (Ab), o  empuje horizontal que reciben los edificios en su base. La determinación de la aceleración sísmica nos ha permitido elaborar Planos de peligrosidad sísmica para cada municipio de España y confeccionar una  normativa de construcción sismorresistente de obligado cumplimiento en nuestro país (Norma de Construcción Sismorresistente Española (NCSE-02, del Ministerio de Fomento) y la norma europea Eurocódigo 8 (EC-8)).

 


 
 
 



14 de Enero de 2021
LOS FOSILES Y EL PROCESO DE FOSILIZACION
GEOLOGÍA | Ángel Luis Esteban  
 
Fosil  

La ciencia que estudia los fósiles se denomina Paleontología, palabra derivada de los vocablos palaios (antiguo), ontos (ser) y logos (tratado). Por tanto, podemos decir que la paleontología es la rama de la geología que tiene como objeto la comprensión de la vida en el pasado (desde un punto de vista geológico) y como ésta ha evolucionado hasta la actualidad.

Un fósil no es solo un trozo de piedra bonito o espectacular, objeto de maravillosas colecciones, es una fuente inmensa de información, ya que no sólo nos habla del organismo del que procede, sino que también nos permite conocer la edad geológica de las rocas donde los encontramos, nos informa del medio ambiente y el clima en el cual vivió y se desarrolló, de la relación entre las diferentes especies etc..

 INTRODUCCION

En la actualidad, bajo el término FÓSIL se agrupan gran cantidad de evidencias materiales de la vida en el pasado que van desde restos de pequeños organismos unicelulares, hasta enormes esqueletos de animales, como los dinosaurios. Además, se considera fósil tanto al organismo entero como a cada una de las partes en que pueda encontrarse por separado.  Además de los restos orgánicos conservados en mayor o menor grado, también son fósiles cualquier manifestación de la actividad orgánica (icnofósiles), como pueden ser las marcas o huellas dejadas por los organismos en el sedimento, rocas o restos orgánicos, o incluso, los huevos, polen, semillas, excrementos (coprolitos), restos de construcciones orgánicas, etc… También se consideran fósiles determinadas sustancias químicas diseminadas por el sedimento que revelan la presencia de los organismos que las produjeron. A estas sustancias se les denomina fósiles químicos.

 

¿QUE ES UN FÓSIL?

Leemos con frecuencia que los fósiles son restos petrificados de animales y plantas que vivieron hace millones de años. Y con ser ésta una definición descriptiva y clara, no es exacta e incluso desorienta sobre la verdadera naturaleza de los fósiles.

En general, se tiene asumido que un fósil es aquel resto o rastro de un organismo en el cual la materia orgánica ha desaparecido (excepcionalmente se puede conservar la materia orgánica, como por ejemplo los restos hallados en ámbar o en el permafrost) y que ha sufrido un proceso físico-químico de fosilización.

Además, para que un resto o rastro de organismo se pueda considerar como “fósil”, es necesario que haya transcurrido determinado tiempo desde la producción del resto y considerarlo fósil. Así pues, aquellas evidencias con antigüedad superior a 13.000 años (finales de la última glaciación) se las denominará fósil mientras que a los restos más modernos se les pueden considerar como subfósiles.

No todos los restos orgánicos tienen las mismas posibilidades de fosilización, dependiendo de una serie de factores entre los que hay que destacar:

- La presencia de partes duras o esqueléticas aumentan dichas posibilidades ya que son más resistentes a la destrucción física, química o biológica.

- El ambiente donde se halla el resto orgánico, siendo los ambientes acuáticos más favorables a la conservación que los ambientes terrestres.

- Un enterramiento rápido limita la acción de los agentes destructivos, favoreciendo la conservación de los restos.

 

PARA QUE SIRVEN LOS FÓSILES

Al margen del coleccionismo, que mueve muchos millones de euros en todo el mundo, los fósiles son el carnet de identidad de nuestro planeta. Las principales utilidades de los fósiles afectan a las siguientes áreas científicas:

·         Paleontología evolutiva: Un primer interés de los fósiles es que permiten conocer cómo han evolucionado las especies hasta llegar a las formas actuales, incluido el hombre.

·         Paleoecologia: Otra utilidad derivada del estudio del conjunto de todas las especies fósiles encontradas en un mismo yacimiento es que permite determinar las relaciones entre las diferentes especies (cadenas tróficas etc.).

·         Paleoclimatología: El hecho de que muchos grupos de especies solo puedan vivir en unas condiciones climáticas determinadas, hace que la sucesión en el tiempo de fósiles distintos refleje la variación del clima.

·         Paleoambiente: Los fósiles también nos dan información sobre las condiciones ambientales del lugar donde vivían y por tanto, del medio de formación de unas rocas sedimentarias (sedimentología).

·         Reconstrucciones paleogeográficas: es decir, reconstruir la extensión que ocupaban los antiguos mares, playas, lagos, etc.

·         Datación: Quizá la utilidad más importante de los fósiles es que pueden ser usados para conocer la edad de las rocas que los contienen puesto que cada intervalo de tiempo geológico tiene unos fósiles característicos. Además, un fósil lo podemos comparar con la misma especie encontrada en otro lugar dónde ha sido posible determinar la edad con un criterio geocronológico (dataciones absolutas).

·         Bioestratigrafía: Establece cuales son los fósiles (o asociaciones de ellos) que resultan útiles para datar. El conocer la edad a partir de los fósiles no sólo es importante para establecer la historia de la Tierra, también es de gran aplicación en la prospección de petróleo, carbón, etc…

 

PROCESO DE FOSILIZACIÓN

La fosilización es el conjunto de procesos biológicos y geológicos que hacen que un organismo, resto orgánico o rastro de su actividad, pase a formar parte del “registro fósil” y abarca desde el momento en que muere o se desprende del organismo productor hasta su completa fosilización. Todo ello es estudiado por una rama de la paleontología que denominamos tafonomía.

En primer lugar, hay que evitar que cuando un organismo muere sus restos se descompongan, disgreguen o putrefacten rápidamente por la acción bacteriana o erosiva, por lo que si queda enterrado o cubierto rápidamente  de sedimentos existirán muchas posibilidades de que fosilice.

A partir de la desaparición de las partes blandas y del relleno de los huecos por los sedimentos, comienzan a originarse una serie de transformaciones químicas que van a ir sustituyendo de forma lenta y gradual, los compuestos orgánicos de esos restos por distintos minerales.

Esta transformación dependerá de la composición química de los restos enterrados y de la del sedimento que los envuelve, realizándose la sustitución molécula a molécula durante unos cuantos miles o millones de años, hasta que el organismo quede completamente mineralizado.

Posteriormente, los distintos procesos tectónicos harán que las rocas que contiene fósiles queden expuestas en la superficie, donde los diferentes agentes erosivos (viento, lluvia, agua, etc) y la acción del hombre, nos permitirán contemplar los restos petrificados de esos organismos.

FIG: En el proceso de fosilización se puede dar un enterramiento del organismo con sedimento dentro de su cavidad interna o, un enterramiento sin que su cavidad interna quede rellena pudiendo ésta quedar rellena posteriormente por material secundario. Según el caso podremos obtener un reemplazamiento de la concha original, un molde interno o externo o incluso una replica del organismo original.

MECANISMOS DE FOSILIZACIÓN

Los mecanismos de fosilización más habituales y que actúan generalmente sobre los restos esqueléticos mineralizados aunque algunos también lo hacen sobre  restos no mineralizados son:

1-   Conservación de la materia mineral original y su estructura. Es el caso más simple, ya que no hay cambios ni químicos ni físicos, presentando el fósil un aspecto “reciente”. Este mecanismo implica muy poca circulación de fluidos entre los poros del sedimento que envuelve el fósil. Evidentemente, la conservación sin cambios mineralógicos de un resto orgánico, es menos probable cuanto más tiempo pasa dentro del sedimento, por tanto será más frecuente en fósiles geológicamente recientes.

2-    Sustitución del material original por una materia mineral distinta. Este mecanismo de fosilización implica que la composición del material originario se ve sustituida por otra muy distinta. Si la sustitución es molécula a molécula se puede conservar la estructura interna de del material reemplazado (vegetales silicificados, donde es posible reconocer la estructura celular original de celulosa sustituida por sílice). Sin embargo, es más frecuente que durante el proceso de sustitución quede destruida la estructura interna del resto orgánico, mostrando únicamente la morfología externa como en el caso de la silicificación o sustitución del carbonato cálcico por sílice.

Otros materiales que pueden sustituir al material original son el sulfuro de hierro en forma de pirita o marcasita (piritización), fosfato cálcico (fosfatización), yeso, etc…

Ejemplar de spirifer (braquipodo) piritizado: El organismo se ha descompuesto en condiciones anaeróbicas, produciendo  ácido sulfídrico que reacciona con las sales de hierro presentes en el agua de mar, dando como resultado sulfuros de hierro tipo marcasita o pirita que reemplazan a la materia orgánica.

 

3-   Reemplazamiento de la materia original por enriquecimiento relativo en unos elementos por la pérdida en otros. Un ejemplo es la carbonización de compuestos orgánicos más o menos complejos (celulosa, lignina, quitina, etc…) en donde se produce una pérdida de hidrógeno y oxígeno y por tanto una ganancia relativa en carbono, mucho más estable y que formar una película carbonosa más resistente que permite la fosilización. En la carbonización la estructura interna puede quedar total o parcialmente conservada. (algunos fósiles de hojas, artrópodos, etc).

Otro tipo de reemplazamiento es debido a la reorganización o recristalización de los materiales originales en otras formas cristalinas. Este es el caso de los esqueletos de carbonato cálcico en forma de aragonito (algunos moluscos y corales escleractinios) que recristalizan a calcita, mucho más estable.

Otro ejemplo de recristalización son los esqueletos formados originariamente por ópalo, que recristalizan a calcedonia.

4-    Impregnación: consiste en el relleno de la porosidad de las partes esqueléticas por un precipitado mineral, generalmente calcita o sílice. La impregnación da una mayor solidez a las partes esqueléticas disminuyendo las posibilidades de destrucción. Este es uno de los procesos más frecuentes en la fosilización debido a que la mayoría de esqueletos son más o menos porosos, y puede actuar independientemente de los otros procesos de fosilización. Un ejemplo  de impregnación por carbonato cálcico lo encontramos en la fosilización de los huesos de los vertebrados, o en el esqueleto de las esponjas silíceas formado por un frágil entramado de finas espículas.

  5-   Incrustación: consiste en la precipitación química o bioquímica de un mineral, generalmente calcita, alrededor de un organismo. A pesar de la posterior descomposición del organismo, su impresión   en el material precipitado propicia su fosilización. Es de destacar que en este caso únicamente tendremos la información de la morfología externa del organismo y nunca de su estructura interna. Un ejemplo   muy frecuente lo tenemos en las formaciones travertínicas. éstas se forma por la precipitación de carbonato cálcico alrededor de materia orgánica, generalmente tallos y hojas, que se hallan sumergidos en   aguas ricas en este compuesto.

 También podemos considerar que el recubrimiento de las partes esqueléticas de un organismo por otro organismo incrustante (algas calcáreas, esponjas coralinas, corales, bivalvos, etc…) un caso de   incrustación. En este caso, el organismo incrustado puede desaparecer por disolución y quedar su impresión en el organismo incrustante.

  Fig: Travertino. Ejemplo de incrustación de carbonato cálcico a través de restos vegetales

 

6-   Disolución de los restos orgánicos en un sedimento mínimamente consolidado, se pueden formar:

·         moldes internos: formados por el sedimento o por un relleno mineral precipitado en el interior (cavidad interna) de conchas muy cerradas. En este caso, el fósil muestra únicamente la morfología interna del organismo.

·         moldes externos: es la marca dejada por la superficie externa del organismo en el sedimento que lo contenía.

·         Réplicas: se forman por la precipitación de un mineral dentro de la cavidad resultante de la disolución del organismo.

 

YACIMIENTOS PALEONTOLÓGICOS:

El término yacimiento de fósiles o yacimiento paleontológico es algo ambiguo y su uso es más práctico que científico. Se suele emplear en el sentido de referirse a una localidad o localidades en cuyas rocas (capas fosilíferas) se acumula de forma natural, una cantidad significativa de fósiles (conchas, huesos, huellas, restos de actividad orgánica, etc) de diferentes edades.

Un concepto más científico de yacimiento paleontológico es el dado por Seilacher et al., 1985, en el que establece que son cuerpos rocosos del registro geológico que contienen una inusitada calidad o cantidad de fósiles.

Con estas definiciones nos debemos plantear como se originan estas acumulaciones de fósiles, cuál ha sido el origen de los sedimentos que los portan, qué antigüedad tienen y cómo se da la integración y la selección de organismos vivos que fueron fosilizados. El potencial de fosilización de una región o de un ambiente sedimentario respecto a un grupo taxonómico concreto, y la probabilidad de que se forme un yacimiento de fósiles, será directamente proporcional a la cantidad y calidad de los elementos que se produzcan o importen e inversamente proporcional a la cantidad y calidad de los elementos que se destruyan o exporten. Por tanto, habrá  que tener en cuenta para que se favorezca la acumulación de fósiles:

·         El conjunto de restos de organismos que vivieron juntos, es decir, la Tanatocenosis,

·         El conjunto de restos de organismos que fueron enterrados juntos, es decir, la Tafocenosis,  y

·         El conjunto de fósiles que están o han sido registrados juntos, es decir, la Orictocenosis.

 

Por su parte, en lo que se refiere al origen de los sedimentos donde se han registrado las evidencias fósiles, pueden ser muy diversos pero, principalmente se asocian a procesos sedimentarios. En ocasiones también pueden tener un origen volcánico (cenizas o coladas de lava), kárstico, etc.

Los yacimientos de origen sedimentario suelen presentar características muy diferentes dependiendo del medio de sedimentación (marino, continental (fluvial o lacustre o de transición). En los medios marinos los fósiles tienden a distribuirse de forma más o menos dispersa por grandes extensiones, mientras que en los sedimentos de origen continental, suelen ser más irregulares y discontinuos, con los fósiles concentrados solo en algunas pocas fácies, normalmente de relleno de cauce o dispersos en las de llanuras de inundación.

Como conclusión, podemos decir que, los yacimientos paleontológicos forman parte de nuestro Patrimonio Natural y muestran la biodiversidad existente en periodos geológicos pasados, ya que suelen ser los únicos vestigios que han quedado del paso por nuestro planeta de muchos organismos. Además son la clave para conocer y comprender la evolución de la vida en el Planeta Tierra. Por ello, poseen un enorme interés, valor científico y patrimonial, y se hacen merecedores de que sean protegidos y conservados de manera especial. En España los yacimientos paleontológicos están protegidos como Patrimonio Paleontológico y reconocidos como parte del Patrimonio Histórico desde el año 1985 (Ley 16/1985, de 25 de Junio, del Patrimonio Histórico Español) y  comprende tanto los yacimientos como los hallazgos fósiles que de ellos se extraen, siendo éste un material natural muy rico cuya función cultural está dirigida al estudio científico, a su divulgación y puesta en valor.

 
 
 



23 de Septiembre de 2009
LAS ZONAS EXTERNAS
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
Zonas Externas Internas Cordillera Bética  
En este capítulo se hace una introducción y definición de las denominadas Zonas Externas, o áreas más alejadas del núcleo o "centro geológico" de la Cordillera Bética.

Las Zonas Externas ocupan en la Provincia de Granada extensas áreas. Estos materiales se distribuyen a lo largo de una banda con orientación Oeste-Noreste y con una anchura media de unos 50 Km.

 
 
INDICE:
 
  1.   INTRODUCCIÓN
  2.    DIVISIÓN DE LAS ZONAS EXTERNAS

 

 

INTRODUCCIÓN

Como vimos en el capítulo anterior las Zonas Externas son el conjunto de materiales que se depositaron en el margen continental del suroeste de la Placa Ibérica. Este grupo de rocas se extienden desde el Golfo de Cádiz, al sur de la depresión del  río Guadalquivir y de la Meseta Manchega y se prolongan hacia el Oeste hasta Alicante y más allá en las Islas Baleares (Salvo la Isla de Menorca).

 

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Las Zonas Externas Béticas muestran unas características parecidas a otras zonas externas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes, Cárpatos, Dinárides, etc.). Estos materiales se depositaron en lo que sería el margen continental de placa ibérica, constituyendo la cobertera del mismo. Por desgracia los materiales del paleozoico no afloran en las Zonas Externas, salvo en su contacto con la Zona Prebética, por lo que no puede saberse en qué grado afectó al zócalo las deformaciones alpinas que dieron origen a la Cordillera Bética.
 
Las Zonas Externas representan la cobertera sedimentaria del basamento o zócalo de Placa ibérica. Esta cobertera comprende rocas desde edad Triásica hasta el Mioceno inferior-medio. No poseen ningún signo de haber sufrido metamorfismo. Buena parte de las estructuras asociadas a la deformación que sufrieron durante la orogenia alpina son de tipo frágil, lo que indica que siempre han estado en las capas más superficiales de la corteza terrestre.

 

 

DIVISIÓN DE LAS ZONAS EXTERNAS

 

Desde las primeras investigaciones geológicas, realizadas en el primer tercio siglo pasado se  identificaron distintos ambientes geográficos en los que se depositaron los sedimentos que darían lugar a las distintas sucesiones rocas que observamos hoy en día.  Así se estableció una primera subdivisión dentro de las Zonas Externas, en función de la profundidad a que se depositaron las rocas y por tanto de la distancia a la línea de costas, es decir, se usa un criterio principalmente paleogeográfico. De esta forma se estableció la subdivisión dentro del conjunto de materiales de las Zonas Externas: Zona Prebética y Zona Subbética. Veamos las características principales de cada una de ellas.

 

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La división entre Zona Prebélica y Zona Subbética es identificable a partir del Lías superior, hace unos 180 millones de años. Hasta este momento existía una extensa plataforma continental, formada por calizas y dolomías, que confería gran uniformidad a toda la cuenca marina, que se vio alterada por la fracturación y segmentación de la misma. A partir de este momento la homogeneidad se pierde y se forman rocas muy diferentes y con frecuentes cambios de espesor, lo que sugiere que se han creado nuevos medios de depósito.

 

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De esta forma la cuenca quedó fragmentada en una serie de surcos y umbrales. La nueva geometría del fondo marino quedó controlada, a partir de entonces por una serie de fallas más o menos verticales que afectaron tanto a la cobertera sedimentaria como al basamento del borde Sureste de la Placa Ibérica. En la actualidad es posible encontrar situaciones similares en numerosas placas tectónicas. Esta estructuración del borde continental es lo que se denomina “Margen Continental Tipo Atlántico”, que recibe este nombre por la geometría que presenta el borde continental Este (o atlántico) de la Placa Norteamericana, hoy día. Por lo tanto, la formación de los márgenes continentales de tipo atlántico viene sucediéndose desde bien antiguo y es una de las estructuras más características generadas por la Tectónica de Placas.

 

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La compartimentación de la cuenca marina en surcos y umbrales provocó un cambio radical en las condiciones de sedimentación y por ello del tipo de rocas que se formarán en los mismos. En principio es posible detectar un primer surco, de gran profundidad, que es el que separa la Zona Prebética de la Zona Subbética. Los materiales depositados en este primer surco poseen unas características intermedias o híbridas entre las rocas de ambas zonas. Aunque normalmente suelen ser agrupados con otros materiales de la Zona Subbética, se ha pensado que es conveniente darles un tratamiento propio. A este conjunto de rocas se les ha denominado “Unidades Intermedias” o también como “Dominio Intermedio”. A pesar de la utilidad de esta distinción, frecuentemente la literatura geológica, como ya hemos dicho, tiende a incluirlas en la Zona Subbética.

 

 

 

ARTÍCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOGÍA DE GRANADA
 
 
 

 

 

 
 
 



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.




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