Revista (Blog)

 
GEOLOGÍA
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).

 

                     . 

 

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.

 

                         .

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.

 

                           .

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.

 

                           .

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.




ARTÍCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOGÍA DE GRANADA
 
 
 
 
 
 



1 de Abril de 2010
GEOLOGÍA DE LA SIERRA DE LÚJAR
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
Sierra de Lújar   En este artículo describimos los aspectos geológicos de la Sierra de Lújar. Presentamos su situación dentro de la Cordillera Bética, identificacmos los materiales que la componen, la historia geológica que han sufrido estos y la estructura de la sierra. También se hace una introducción a la Hidrogeología, geomorfología y actividades mineras.
Ubicación dentro de la Cordillera Bética:

La Sierra de Lújar se encuentra enclavada en las Zonas Internas de la Cordillera Bética y por tanto pertenece al Sistema Penibético. Las Zonas Internas agrupan a los materiales que forman el núcleo de la cordillera y por tanto sus rocas son las que han padecido una mayor deformación y metamorfismo durante la formación de la cadena montañosa. Incluyen a las rocas visibles más antiguas en la Cordillera Bética.
 

 
Las Zonas Internas se encuentran divididas en varios Complejos, o conjuntos de rocas con características similares:

•    Complejo Nevado-Filábride (Sierra Nevada, Sierra de Baza y Sierra de los Filabres): Son rocas que han sufrido intensamente deformaciones y metamorfismo, durante la formación de la cadena montañosa.

•    Complejo Alpujárride (Sierras de Mecina, Lújar, Albuñuelas, Cázulas, Chaparral, Tejeda y Almijara): ocupa una posición intermedia dentro de las Zonas Internas. Sus rocas también han padecido importantes deformaciones y procesos metamórficos, si bien, de menor intensidad que las del Complejo Nevado-Filábride.

•    Complejo Maláguide (Sierra de Cogollos Vega): aflora escasamente en la provincia de Granada. Los materiales que lo componen muestran signos evidentes de deformación y metamorfismo, sin embargo, estos han sido de baja o muy baja intensidad.

Las rocas que componen la Sierra de Lújar están incluidas en el denominado Complejo Alpujárride. Este a su vez está formado por una serie de unidades, entre las que se encuentra la Unidad de Lújar-Gádor.
 



Las rocas de la Sierra de Lújar:

Como hemos comentado las unidades del Complejo Alpujárride han sufrido importantes procesos geológicos. Esto causa que existan dificultades a la hora de delimitar y definir las diferentes unidades que la componen, cuestión por la que existen, en la actualidad, divergencias entre diferentes investigadores. No obstante, si hay un acuerdo general sobre la sucesión típica de rocas que posee cualquier unidad alpujárride. Existen dos tramos o formaciones bien definidas:

 
Tramo inferior o “metapelítico”: formado por rocas silíceas, en las que destaca la foliación o esquistosidad, dándoles un aspecto pizarroso. Las rocas más abundantes son las filitas, esquistos y cuarcitas. Estos materiales son el producto de la transformación metamórfica (mediante el calor y la presión) de rocas sedimentarias, probablemente de medios fluviales: arenas, limos y gravas. Las filitas son las que afloran en mayor extensión y en las Alpujarras y Contraviesa, son conocidas popularmente como “launa” y han tenido y tienen una gran importancia en el aislamiento e impermeabilización de los techos de las construcciones tradicionales de la zona. Aunque no existen dataciones a partir de fósiles, por su posición dentro de la sucesión de rocas se les atribuye una edad Permo-Triásico inferior. Los esquistos y cuarcitas situadas por debajo de las filitas se les supone una edad mayor y por tanto de edad Paleozóica indefinida.

Tramo superior o “carbonatado”: formado por rocas ricas en carbonatos como la calcita y la dolomita. Las rocas más frecuentes son las calizas y dolomías más o menos marmorizadas (proceso por el que los carbonatos recristalizan, aumentando de tamaño y dando un aspecto granulado a la roca). Estas rocas fueron inicialmente sedimentos depositados en fondos marinos a escasa profundidad y por tanto no muy alejados de la línea de costa. A pesar de que la inmensa mayoría de rocas han perdido sus texturas y estructuras sedimentarias (por efecto de la recristalización interna), existen pequeños enclaves que han permitido la identificación de algunos fósiles (especialmente interesante e importante es la serie estratigráfica de la Sierra de la Joya, muy próxima a Sierra de Lújar, en la que se han descrito e identificado estructuras arrecifales). Por ello se ha podido determinar la edad del tramo o “paquete” carbonatado de las Unidades alpujárrides, que es: Triásico medio-superior (240 a 205 millones de años).
 
 
 
 
Breve historia de las deformaciones de las rocas de las Zonas Internas:

Los materiales que forman la Unidad de Lújar-Gádor, han sufrido una historia bastante compleja y que vamos a tratar de resumir:

•    Como no existen rocas más modernas que el Triásico superior (205 millones de años), se supone que desde esta época las rocas del Complejo Alpujárride han permanecido emergidas, o cuanto menos no ha recibido aporte sedimentario posterior. Estas rocas se asignan a la denominada Microplaca de Alborán o Placa mesomediterránea, por lo tanto se dice que estas rocas pertenecen al “Dominio de Alborán”. Esta placa tectónica se ubicaba entre la Placa Ibérica (Euroasiática más tarde, cuando se formaron los Pirineos y se soldó a Europa) y la Placa Africana. Podríamos imaginar que estas unidades alpujárrides formaron una serie de islas o pequeño continente en el “mediterráneo occidental” situado a medio camino de la Península Ibérica y África.

•    Se estima que, aproximadamente, al mismo tiempo que se terminaba de formar la Cordillera Pirenaica, durante el Oligoceno (hace unos 34 millones de años) comenzaba la colisión entre las Placas ibérica y mesomediterránea.  Los datos obtenidos de las rocas del Complejo Alpujárride, sobre la presión y temperatura sufridas, nos indican que estas rocas que estaban en superficie, sufrieron un “enterramiento” hasta unos 30-40 kilómetros de profundidad. Fue durante esta fase cuando, probablemente, se produjo una ¡duplicación!!! en el espesor de la Corteza Continental (evaluado aproximadamente en unos 70 km), en alguna región al Este del Dominio de Alborán. Esta duplicación fue producida por el apilamiento de los Complejos de las Zonas Internas, en un contexto de colisión continental . De esta forma el Complejo Nevado-Filábride se encontraría en la base de este apilamiento, el Complejo Alpujárride estaría en posición intermedia y el Complejo Maláguide cubriendo a este último. En este momento es cuando el metamorfismo alcanza su mayor intensidad, especialmente en cuanto a la presión se refiere.
 
•    En las rocas del Complejo Alpujárride ha quedado registrado el momento en que el metamorfismo baja de intensidad y por tanto permite establecer cuándo comienzan a ascender las rocas hasta ocupar la posición actual. Lo verdaderamente significativo es que el enfriamiento de las rocas no se produjo paulatinamente, sino que fue en un intervalo extraordinariamente corto de 21,2 a 20,4 millones de años (Mioceno inferior). La descompresión se inició un poco antes hace unos 25 millones de años (Oligoceno terminal) y la elevación fue extremadamente rápida y llevó a las rocas alpujárrides a la superficie terrestre, donde comenzaron a erosionarse entre los 21 y los 19 millones de años (Mioceno inferior). Todos los investigadores coinciden que es durante esta descompresión, cuando se formó la foliación o esquistosidad que es tan visible en las rocas del tramo metapelítico de las Unidades alpujárrides.

•    La característica más singular de las Zonas Internas es el despegue extensional que se produce entre los complejos y dentro de estos, en las unidades que los componen. La descompresión iniciada hace 25 millones de años (Oligoceno terminal) se prolongó hasta hace sólo 10 millones de años!!! (inicios del Mioceno superior). De esta forma se produjo un colapso (caída) gravitacional del apilamiento de los complejos y sus unidades. Se ha podido  precisar que el desplazamiento (Despegue extensional de los Filabres), hacia el Suroeste, del Complejo Alpujárride sobre el Nevado-Filábride, se produjo durante el Mioceno medio (hace 16,4 a 14,8 millones de años. Esto permitió la rápida exhumación y comienzo de la erosión del Complejo Nevado-Filábride a partir de los 9 a 11 Millones de años. Se especula que fue durante esta fase de despegue extensional cuando se formaron grandes pliegues (plurikilométricos) tumbados, en el seno del Complejo Alpujárride.

•    Finalmente se produce una acomodación de los complejos y unidades, que provoca la aparición de pliegues verticales de amplio radio y fallas normales de moderado y alto ángulo. La diferencia entre despegue extensional y fallas normales de bajo ángulo es función del desplazamiento que producen las mismas. Mientras en los despegues extensionales se establecen desplazamientos de, al menos, una decena de kilómetros, en las fallas normales de bajo ángulo el recorrido es inferior. No obstante,  no debe tomarse esta distancia como una referencia totalmente exacta.


Estructura de la Sierra de Lújar: Cortes Geológicos y esquemas:

Han sido innumerables las aportaciones tanto internacionales como de científicos nacionales desde el primer cuarto del siglo XX. Sin embargo no es hasta finales de los años 60, del mismo siglo, cuando F. Aldaya realiza una cartografía de detalle de las unidades alpujárrides y nevado-filábrides en el sector meridional y central de las Zonas Internas. Esta cartografía muestra una gran complejidad, especialmente en las unidades alpujárrides, estableciendo una gran cantidad de unidades que en esa época eran difícilmente correlacionables entre sí. Además, la teoría imperante era la de “Mantos de Corrimiento”. Esta teoría establecía que las distintas unidades montaban unas a otras, en régimen de compresión, siempre en dirección Norte-Noreste. La complejidad de la cartografía así como la idea de la compresión se manifiesta en el siguiente esquema de la disposición de los “Mantos de Corrimiento” elaborado por el mismo autor:
 
 
A mediados de los años 80, se produce un hecho crucial que supondría una revolución y cambio radical en la concepción de las deformaciones sufridas por los complejos de las Zonas Internas.  Fue de nuevo F. Aldaya el que identificó la primera estructura extensional, que en su momento se denominó: Falla de bajo ángulo o Accidente de Mecina. Esta falla forma parte de lo que actualmente se define como Despegue Extensional de los Filabres. Es el límite entre los Complejos Nevado-Filábride y Alpujárride.

Casi simultáneamente J. Campos y J.F. Simancas estudian la estructura interna de los “Mantos de Corrimiento” del Complejo Alpujárride, detectando los primeros pliegues tumbados plurikilométricos. Siguen manteniendo la nomenclatura de F. Aldaya para las unidades alpujárrides, pero ya incluyen el gran Despegue Extensional de los Filabres (Falla de Macina de la época). Pude observarse el deslazamiento hacia el Norte de los distintos mantos de las unidades alpujárrides.
 
 

A principio de los años 90, se identifican una gran cantidad de despegues extensionales y fallas normales de bajo ángulo. De esta manera muchos de los “Mantos de Corrimiento” originales pasan a ser unidades extensionales y por tanto de desplazamiento Sur-Suroeste. A principios del Siglo XXI, se establecen dentro del Complejo Alpujárride las denominadas Unidades Superiores, Intermedias y Superiores. Esta clasificación tiende a agrupar a las unidades alpujárrides en función de la sucesión de rocas y posición dentro del Complejo Alpujárride, reflejo de la intensidad de las deformaciones y metamorfismo sufridos. Así la Unidad alpujárride Lújar-Gádor queda definida como Unidad Inferior de todo el Complejo o “edificio” Alpujárride, ya que es la que contacta directamente con el Complejo Nevado-Filábride en el Despegue Extensional de los Filabres.

M. Orozco, en el año 2004 elabora un corte geológico de la transversal de la Sierra de Lújar, en la que combina todos estos elementos y detalla, también, como afectó a la Unidad de Lújar-Gádor, las fallas de bajo ángulo y pliegues de la fase de deformación más tardía (Pliegues de 2ª fase). Los materiales de La Contraviesa aparecen cabalgando hacia el Norte, conservando su carácter de “Manto de Corrimiento”. Esto no es compartido por otros investigadores, pues según ellos, las unidades alpujárrides presentes en La Contraviesa también son extensionales y por lo tanto se habrían desplazado hacia el Sur-Suroeste. En cualquier caso, no se pone en duda que la Unidad de Lújar-Gador pertenece a las Unidades inferiores del Complejo Alpujárride.
 

 

 
La Minería:

 
La Sierra de Lújar ha sido desde tiempos históricos, y posiblemente desde la edad de los metales fuente de minerales que han sido explotados con los métodos disponibles en cada época. En los tiempos más recientes llegó a desarrollarse una minería industrial del plomo y la fluorita dando lugar a la excavación de decenas de kilómetros de galerías e incluso al transporte por cable hasta el poblado de Los Tablones de Órgiva donde se procesaba el mineral extraído. Cientos de galerías perforan la sierra y aunque la mayor parte están cerradas o selladas, algunas permanencen abiertas y son lugar de refugio e invernada de varias especies de murciélagos. Asimismo existen numerosos pozos verticales de ventilación de estas galerías, algunos de ellos a ras de suelo y sin ningún tipo de protección exterior.

 
 
 
No se tiene constancia de cuándo se iniciaron las primeras explotaciones de menas metálicas en la Sierra de Lújar, si bien es posible especular con que las primeras explotaciones mineras debieron producirse durante la “Edad del Cobre”, hace al menos unos 4.000 años. No existe evidencia directa de este hecho, pero es evidente la presencia de pequeñas labores mineras, muy antiguas, en la Sierra de Lújar.  También existen numerosos yacimientos arqueológicos en los que se registran la presencia de escorias de fundición, cuyas edades van desde el Calcolítico (Edad del Cobre) hasta casi la actualidad. Son numerosos los pueblos asociados a estos restos: Íberos, Púnicos, Romanos, Árabes… Pero el verdadero empuje de la minería en la Sierra de Lújar no se produce hasta el siglo XVII. En 1.842 existen en la zona cuatro fundiciones, 59 minas de plomo y 5 de cobre. Es en esta época cuando la Sierra de Lújar se convierte en el mayor coto minero de España. Estas explotaciones se mantienen en funcionamiento hasta los años 80 del siglo XX.
 
 
 
 
 
 
En la Sierra de Lújar, la mineralización de plomo (galena, cerusita y anglesita) y fluorita se encuentra ligada a las calizas masivas y con intercalaciones de dolomías con estructura “franciscana” del Triásico de edad Ladiniense.  Está asociada a dos importantes horizontes dolomíticos, con una anchura de 3 Km y una extensión aproximada de 10 Km en dirección Noreste-Suroeste. El espesor varía entre 2 y 12 metros, con leyes del 1,85% de Plomo y 34% de Fluorita. La última actividad minera de la zona fue desarrollada por la Sociedad Minas de Órgiva, S.A. (MINORSA), constituida por S.M.M. de Peñarroya-España, S.A. y por Minas de Almagrera, S.A. La explotación seguía el método de cámaras y pilares. El mineral era transportado por cable aéreo al lavadero, situado en los Tablones de Órgiva, con una capacidad para 400 toneladas de mineral diarias. Con más de 100 Km de galerías y un desnivel total superior a los 500 metros, esta explotación es una de las más extensas de la minería del plomo en Europa.
 
 
 
 
       
                    GALENA                                        FLUORITA                                   CERUSITA                               ANGLESITA               


Las reservas de Flúor de Sierra de Lújar se estiman en 175.000 toneladas seguras y 2.100.000 de probables, calculándose que las reservas geológicas puedan alcanzar los 15.000.000 de toneladas.


Hidrogeología y geomorfología:

El tramo de rocas carbonatadas de la Sierra de Lújar constituyen un importante acuífero en el Sur de la Provincia de Granada. El acuífero posee una extensión de unos 100 km2, ocupada mayoritariamente por las calizas y dolomías del Triásico pertenecientes al Complejo Alpujárride. Los materiales de comportamiento impermeable corresponden a las formaciones metapelíticas (filitas, cuarcitas, esquistos).

Esta formación carbonatada tiene un espesor aproximado de 1.500 metros y conforma  un conjunto permeable por fisuración. Efectivamente las deformaciones sufridas por las rocas, durante la formación de la Codillera Bética, han ocasionado un gran fracturación, a veces microscópica, de las mismas. Esta circunstancia hace que el acuífero se descargue paulatinamente, en vez de hacerlo más bruscamente, como ocurre en el caso de los acuíferos kársticos. La principal recarga del acuífero procede de la infiltración directa de la precipitación, lo que representa unos 53 Hm3 anuales. También es importante la aportación al acuífero del río Guadalfeo, que entre Órgiva y su confluencia con el río Izbor, se comporta como “perdedor”, ya que transfiere al acuífero de Lújar unos 13 Hm3 por año. De esta forma los recursos del acuífero de Lújar se estiman en unos 66 Hm3 año.
 
 
 
Las principales descargas visibles, se localizan en el Oeste y Norte del acuífero. En el borde occidental, en cotas en torno a los 200 msnm, se localizan dos zonas de descargas importante, en Vélez de Benaudalla, con un caudal medio de unos 250 l/s y el área de Rules con unos 130 l/s visibles y una descarga oculta hacia el río Guadalfeo del orden de 300 l/s. En el conjunto se estima que la descarga en este sector rondaría los 1.000 l/s. El borde septentrional corresponde al contacto entre los materiales carbonatos de la Sierra de Lújar con los aluviones del río Guadalfeo. En este las descargas visibles, entre los 300 y 500 msnm, son mucho menores, como los nacimientos del Castillejo (25 l/s) y Raja-Tablones de Órgiva (< 10 l/s). Sin embargo debe tenerse en cuenta la descarga oculta hacia el Río Gudalfeo, a través de los aluviones, que se estima en unos 500 l/s.

Especialmente interesante es el manantial de La Colorá (cercano a los de Rules), por tratarse de una surgencia de aguas termales, con una temperatura de salida de entre 25 y 26º C, lo que supone unos 7º C, sobre la temperatura anual media del aire, en esta área. El termalismo de este manantial evidencia una cierta circulación en profundidad y un ascenso rápido, a favor de fracturas. Otras surgencias de mucha menos importancia se encuentran en el Este de la Sierra de Lújar.

Existen dos tipos básicos de aguas, las menos mineralizadas, son bicarbonatadas cálcicas y cálcico-magnésicas y por otro lado las mineralizadas, que son sulfatadas cálcicas (Manantial de la Colorá).

Este es un acuífero de gran interés, ya que carece en la actualidad de explotaciones significativas y representa una reserva estratégica en un sector de gran demanda de agua, como es la costa tropical granadina.

Desde el punto geomorfológico la Sierra de Lújar no presenta hitos destacables. Presenta una morfología de domo rocoso con un mayor desarrollo en la dirección Este-Oeste. Quizás el hecho más destacable sea el encajonamiento de la red de drenaje (barrancos muy escarpados) indican una rápida elevación, en tiempos muy recientes (desde el Mioceno superior ), de la sierra.

Los procesos kársticos son poco evidentes y las cuevas y galerías muy escasas en número y continuidad. Es en las cumbres donde pueden verse algunos de los efectos del modelado kárstico, como lapiaces, sumideros y escasas dolinas. Es evidente que los materiales carbonatados aún no han estado el suficiente tiempo sufriendo los procesos de disolución, para desarrollar un karst maduro, ya que la Sierra de Lújar, por pertenecer a las Unidades inferiores del Complejo Alpujárride, son las últimas que han quedado exhumadas y por tanto expuestas a la acción de los agentes meteorológicos.

Sin embargo existen dos peculiaridades geomorfológicas interesantes de destacar, como son los travertinos de Vélez de Benaudalla y los Tablones (nombre popular con el que se conocen a ciertos depósitos periglaciares cementados).

Los travertinos, son formaciones rocosas muy recientes (Pleistoceno) que se forman por la precipitación de carbonato cálcico, sobre vegetales y otras superficies rocosas preexistentes. Esto ocurre en las áreas de surgencias, manantiales y cabeceras de ríos. El agua cuando atraviesa el interior del acuífero fisurado carbonatado, disuelve parte de la roca y por lo tanto se enriquece en bicarbonatos y carbonatos cálcicos. Cuando sale al exterior las condiciones de temperatura y presión cambian bruscamente, así precipita parte de la carga mineral que había adquirido previamente el agua. Como en Vélez de Benaudalla existen múltiples surgencias y antiguas terrazas fluviales, se han formado sobre estas y la vegetación las rocas travertínicas, que vemos en la actualidad. Especialmente bellos son los travertinos situados en el talud de las antiguas terrazas fluviales. En estas áreas se formaron cascadas en las que las plantas rupícolas fueron “tapizadas” por una costra de carbonato cálcico, a veces tan fina, que es posible reconocer el tipo de planta. Incluso hoy día existen varias cascadas, en el que este fenómeno sigue desarrollándose.
 
 
 
 
 
Los tablones están constituidos por brechas cementadas que forman superficies de suave pendiente, casi horizontal, y que son la transición entre las fuertes pendientes de la Sierra de Lújar y las más suaves de los materiales silíceos (filitas y esquistos ). Casi siempre se encuentran en los bordes de la formación carbonatada de Sierra de Lújar. Aún no está perfectamente definido el origen de su formación. Sin embargo la más plausible parece indicar que son depósitos ocurridos en ambiente periglaciar, durante las épocas de deshielo. Ejemplos son: “Los Tablones de Órgiva”, “los Tablones de Motril”, “La pradera de Lagos”, etc…

 
 
 



24 de Septiembre de 2009
LA ZONA PREBÉTICA
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
LA ZONA PREBÉTICA  
Las Zonas Externas de la Cordillera Bética no son homogéneas desde el punto de vista geológico y geográfico. En principio pueden establecerse dos áreas, dominios o zonas bien diferenciadas, La Zona Prebética y la Zona Subbética.

En este artículo vamos a explicar las peculiaridades que caracterizan a la Zona Prebética, la distribución y características de las rocas que la componen, así como la historia geológica que ha sufrido.

INDICE:
 
  1.   LA ZONA PREBÉTICA (Introducción)
  2.    ESTRATIGRAFÍA, PALEOGEOGRAFÍA E HISTORIA GEOLÓGICA
  3.    EL PREBÉTICO EXTERNO E INTERNO
  4.    ESTRUCTURA Y POSICIÓN DE LA ZONA PREBÉTICA EN LA CORDILLERA BÉTICA
  5.    EDAD DE LAS DEFORMACIONES
  6.    CORTES GEOLÓGICOS COMENTADOS:
                    -Corte geológico de la Sierra de La Sagra
                    -Corte geológico de Sierra Seca y el río Castril
 
 
 
 
LA ZONA PREBÉTICA

Corresponde a la parte más proximal del margen continental de la placa ibérica. Sus afloramientos se extienden desde las cercanías de Martos, Jaén, hasta el bajo Júcar y Alicante, formando una banda estrecha al Oeste, que progresivamente va ensanchándose hasta alcanzar más de 40 Km en la parte oriental. Por lo tanto se trata de la unidad geológica más septentrional que forma parte del Orógeno o Cordillera Bética .
 
 
 
 
 
Los materiales prebéticos están formados por una serie de rocas cuyos sedimentos se depositaron en áreas marinas poco profundas, costeras. En algunas ocasiones los sedimentos son claramente de ambiente continental.
 
 
 
Estratigrafía, Paleogeografía e Historia geológica de la Zona Prebética:

Uno de los rasgos distintivos de todas las Unidades prebéticas es el tener un largo período de estabilidad, desde el Jurásico inferior al Jurásico medio (200 a 161 m.a.).
 


 
 
Las series estratigráficas están constituidas, esencialmente, por calizas, parcial o totalmente dolomitizadas. Se ha propuesto como modelo de medio sedimentario, el de plataforma marina somera, perteneciente al borde Sureste de la placa ibérica.
 
 

 
Por lo tanto esta extensa área no se vio afectada por la fragmentación de la cuenca marina, acaecida al final del Jurásico inferior, hace 180 m.a.
 
Gran parte del Jurásico Superior Oxfordiense-Kimmeridgiense (161-151 m.a.) se presenta muy condensado con unas tasas de sedimentación muy bajas, por lo que los espesores de las rocas de esta edad quedan bastante reducidos.
 
Parte del Jurásico Superior (161-151 m.a.) y del Cretácico inferior (146-100 m.a.) faltan en buena parte de las series estratigráficas, especialmente en las unidades prebéticas más septentrionales, es decir, las que se situaban más próximas al margen continental de la placa ibérica, que quedaron durante este largo período emergidas. Esta ausencia de sedimentación provocó lo que se denomina “Laguna estratigráfica”. Buena parte del Cretácico Superior (100-66 m.a.) está formado por calizas y dolomías depositadas en cuencas marinas someras y del tipo “albufera”.
 
Los materiales Paleógenos (66-23 m.a.) se depositaron sólo en el sector meridional, por lo que el septentrional quedó de nuevo emergido ocasionando otra laguna estratigráfica. Sin embargo, en el Mioceno inferior (23-16 m.a.)  sí que hubo deposito de sedimentos. Esto ocurrió en la mayor parte de la Zona Prebética, en medios marinos someros que hacia el Sur aumentan progresivamente su profundidad. 
 
El Mioceno medio (16-11,6 m.a.) y la parte baja del Mioceno superior (11,6-7,2 m.a.) sólo se depositó en las áreas más internas de la Zona Prebética, faltando por completo en las unidades prebéticas septentrionales. A partir de este momento la sedimentación  se interrumpe, quedando emergida la Zona Prebética.             
                          
 
La Zona Prebética aflora con una buena exposición en el Noroeste de la Provincia de Granada entre los Municipios de Castril y Puebla de Don Fadrique. Esta es una área de enorme interés pues en ella se ponen en contacto los materiales de la Zona Prebética y Subbética y puede observarse muy bien cómo afecto la Orogenia Alpina a las rocas más meridionales de la Zona Prebética. Las estructuras más visibles, son pliegues cilíndricos de hectométricos a kilométricos, fallas normales, escamas y grandes cabalgamentos.



El Prebético interno y externo

La Zona Prebética o simplemente Prebético puede dividirse, en función de los ambientes sedimentarios y la influencia de las lagunas estratigráficas en: Prebético interno y Prebético externo. Como en casos anteriores externo indica que está más alejado del núcleo de la Cordillera Bética y por lo tanto más cerca del margen continental de la placa ibérica, interno indica lo contrario.
 
 

 
En el contexto de la Provincia de Granada la Zona prebética aflora en el sector Nororiental:
 
 
 
 
Estratigrafía del Prebético interno y externo

En la siguiente columna estratigráfica esquemática pueden observarse muy bien las diferentes trayectorias que siguen ambos dominios, a partir del final del Jurásico (Kimmeridgiense inferior, hace 156 m.a.).
 
Es de destacar las frecuentes lagunas estratigráficas, algunas dilatadas en el tiempo, del Prebético externo, así como una mayor abundancia de elementos terrígenos (limos, arenas y gravas), a veces muy groseros presentes en dicho dominio (facies Purbeck, Utrillas y Weald). La mayor parte de este conjunto de rocas posee una gran influencia continental que responden a ambientes sedimentarios de transición fluvial-costera. Por el contrario, el número de lagunas estratigráficas en el Prebético externo es menor y en la mayoría de los casos de escasa extensión temporal. Esto nos indica que el Prebético externo estuvo desde el Jurásico inferior más tiempo emergido que bajo el mar, por el contrario el Prebético interno estuvo casi siempre bajo el mismo; cuestión por la cual, recibió durante mucho más tiempo una mayor cantidad de sedimentos y por lo tanto su columna estratigráfica es mucho más completa. También es de destacar los importantes espesores que se registran durante el Cretácico en el Prebético interno.
 
 
 
 
 
En la provincia de Granada sólo existen afloramientos del Prebético interno, ya que el externo queda a unos 30 kilómetros al norte del límite provincial, No obstante, las series estratigráficas son bastante completas y el contacto con los materiales Subbéticos está bien expuesto, por lo que ha sido objeto de numerosos estudios geológicos desde principios del siglo XX. Todos los afloramientos se localizan al Nor-noroeste de la Comarca del Altiplano.
 
 
 
Estructura y posición de la Zona Prebética en la Cordillera Bética

Como hemos comentado anteriormente, los materiales prebéticos constituyen la cobertera sedimentaria más próxima al margen continental de la placa ibérica.
 
Esta cobertera está más o menos despegada del basamento a nivel del Triásico, especialmente del Triásico superior, ya que está formado por rocas muy plásticas como arcillas, sales y yesos. Estos materiales son fácilmente identificables en el campo por sus abigarrados colores, desde el morado hasta el verde-azulado, pasando por diversos tonos de rojo. Son rocas poco competentes y bastante dúctiles han servido como lubricante para el desplazamiento (mediante cabalgamientos ) del resto de la cobertera mesozoica, mucho más resistente a la deformación.
 
La fuerza de empuje que produjo estas estructuras se originó mediante la colisión entre los materiales del Dominio Ibérico (Zonas externas) y los del Dominio de Alborán (Zonas internas), durante la orogénesis o formación de la Cordillera Bética.
 
 
En el siguiente mapa geológico pueden verse la disposición de las diferentes zonas y algunas de las estructuras de deformación más importantes del área. También se localizan los cortes geológicos que mostraremos en el siguiente capítulo del presente artículo.
 
 
 
No obstante los desplazamientos de los cabalgamientos  observados en el Prebético son de pequeña magnitud, siendo raros los que superan los 5 Km. Lo que sí es evidente es que el desplazamiento de estos, es mayor en el Prebético interno y en especial cerca del contacto con la Zona Subbética, en donde pueden alcanzar hasta los 15 Km.
 
La cobertera está plegada con poca intensidad, sin embargo, en las cercanías del contacto con la Zona Subbética, sí es posible observar pliegues apretados y de magnitud kilométrica. En el siguiente fotomontaje puede verse el gran pliegue anticlinal, que forman los materiales del Cretácio inferior, localizado en Sierra Seca (consultar corte geológico de La Sierra de Castril, al final de este artículo).
 
 
 
 
 
Es muy importante reseñar que los afloramientos de la Zona Prebética son escasos y muy discontinuos al oeste de Pozo Alcón. Su localización más occidental se encuentra en la población jienense de Martos. A partir de aquí, la Zona Prebética desaparece debajo de los materiales que rellenan la depresión del río Guadalquivir.

La estructura de la Zona Prebética que se va a describir recorre un corte transversal , de Norte a Sur, de las Sierras de Cazorla, Sierra de Segura y el contacto con la Zona Subbética. Cabe advertir que los cortes geológicos varían sensiblemente de una sección a otra, como podremos ver más adelante. Las secciones geológicas que se muestran son de los autores reseñados bajo cada uno de los gráficos, con modificaciones y a veces simplificaciones que hacen a nuestro entender más fácil la comprensión para el lector.

                                         

1.- Área Norte  o de la Sierra de Cazorla

En general la Zona Prebética presenta un plegamiento parecido al que muestra el fuelle de un acordeón, si bien los pliegues van perdiendo amplitud conforme nos acercamos al Macizo Hespérico (Sierra Morena). En esta zona, el plegamiento, es sustituido progresivamente por escamas o cabalgamientos de escaso desplazamiento, con vergencia Norte, o lo que es lo mismo, deslizamiento hacia Sierra Morena.
 
El origen de estas escamas está relacionado con el efecto de “frenado” que ejerce el basamento sobre el desplazamiento de una cobertera de poco espesor. Puede observarse el escaso desarrollo del Cretácico, por lo que esta zona corresponde, en gran parte, al Prebético externo.
 
 
  
                     
             
2.- Área central o de la Sierra de Segura

En la Sierra de Segura se desarrollan unos cabalgamientos de sentido inverso a los que hemos visto en la ilustración anterior (área de Cazorla), es decir los materiales se desplazan hacia el Sur o Zona Subbética de la Cordillera Bética. Sin embargo y como ya hemos mencionado anteriormente, estos desplazamientos son de muy escasa entidad.
 
Como veremos en otras secciones, estos retrocabalgamientos son sustituidos por un plegamiento suave “en acordeón”. Estas son respuestas mecánicas de acomodación de las rocas ante la falta de espacio físico en donde acumular un gran volumen de materiales, que es empujado sistemáticamente desde el Sur-Sureste.


.


3.- Área Sur o de colisión con la Zona Subbética


En el siguiente corte geológico puede verse la terminación Sur de la Sierra de Segura.  Se observa muy bien cómo los materiales de la Zona Subbética se desplazan bastantes kilómetros unos sobre otros, en este caso podemos hablar con propiedad de que nos encontramos ante “Mantos de Corrimiento”.
 
En el área de colisión la Zona Prebética se comporta como un bloque más o menos rígido, con un escaso plegamiento, salvo en el mismo frente de colisión, donde es posible encontrar grandes pliegues de tamaño kilométrico. Otra parte de la energía de la colisión se ha disipado, como vimos en el corte geológico del área de Cazorla, en la formación de numerosos cabalgamientos, pero de escaso desplazamiento.
 
Como se intuye en la parte derecha del corte, la mayor parte de la energía del choque, ha sido absorbida por la Zona Subbética. Es interesante ver cómo se acumula un espesor muy grande de materiales, en una reducida distancia.
 
 
 
 
Como veremos en el capítulo siguiente las unidades subbéticas que se acumulan debajo del Prebético corresponden al “Dominio Intermedio” o unidades intermedias del Subbético.
 
Una idea de los enormes desplazamientos que sufren algunas unidades subbéticas, nos la proporciona el hecho de que son las Unidades subbéticas externas las que en numerosas ocasiones contactan e incluso cabalgan al propio Prebético. Esto quiere decir que el Dominio subbético externo, ha sobrepasado y cabalgado a las Unidades intermedias antes de llegar al Prebético, esto supone desplazamientos, y por tanto acortamientos hacia el Norte, de entre 20 y 40 Km, según la zona.



Edad de las Deformaciones de 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. En el corte geológico de la Sierra de Castril, que presentamos más abajo, podemos observar una de estas grandes fallas que afecta tanto a la cobertera sedimentaria como al basamento. Nótese cómo esta falla lístrica afecta a una de las superficies de cabalgamiento, de edad muy posterior a la falla. Esto indica sin lugar a dudas que algunas de las fallas lístricas que se generaron hace 180 millones de años, se reactivaron muy recientemente, hace poco menos de 7 millones de años.

A partir del final del Jurásico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de años, se produce una emersión parcial de la cuenca de sedimentación prebética, por lo que son frecuentes y prolongadas en el tiempo las lagunas estratigráficas, por ausencia de depósitos. Es a partir de este momento cuando se diferencian los dominios: Prebético Interno y Externo, siendo este segundo el que queda emergido, al estar más próximo al borde de la placa ibérica.

Los cabalgamientos y plegamientos se inician a principios del Mioceno medio, hace unos 16 millones de años, por lo que podemos decir que en comparación con la edad de la Tierra (unos 4.750 m.a.), estas deformaciones son muy recientes. Estas estructuras indican compresión según una dirección Sureste-Noroeste. El fotomontaje que se muestra a continuación muestra el cabalgamiento que existe en las cercanías del Nacimiento del río Castril, nótese como los materiales más antiguos montan o cabalgan a los más modernos:
 
 
 
 
 
Es evidente que la energía necesaria para el plegado y la fracturación del Prebético, procede la orogénesis de la Cordillera Bética, si bien la intensidad de la fuerza de empuje no fue grande, ya que la mayor parte de la energía de la colisión fue absorbida por la Zona Subbética y las Unidades Intermedias, como veremos en el siguiente capítulo. 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 Sierra de Castril). 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 la Zona Prebética ha 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 comienza a mostrar los primeros síntomas en tiempos muy recientes, ya en el Mioceno medio, hace unos 14 millones de años. No obstante, la mayoría de los cabalgamientos y pliegues son posteriores al Mioceno superior (Tortoniense superior hace unos 7,5 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 la Zona Prebética, que pierden intensidad conforme nos separamos del frente de colisión entre la Zona Prebética y Zona Subbética, salvo en el área de Cazorla en la que se forman multitud de escamas (cabalgamientos de muy corto desplazamiento), como consecuencia del efecto de frenado que ejerce el basamento sobre los materiales más próximos a Sierra Morena y el gran cabalgamiento que monta la Sierra de Segura sobre la Sierra de Cazorla. Al final de esta segunda etapa de deformación, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kilómetros) y desplazamiento, que afectan de forma importante a la Zona Prebética en los extremos del arco (Hellín y Pozo Alcón).  
  • 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. En el siguiente fotomontaje puede observarse un conjunto de fallas distensivas en relevos (nótese la verticalidad de las capas y el resalte entre los materiales blandos del Mioceno superior y los más duros o competentes del Mioceno medio).
 
 
 
Un hecho reseñable es que todas estas etapas de deformación ocurrieron en ambiente submarino, ya que la elevación hasta los casi 2.400 msnm que presenta, por ejemplo, el pico de La Sagra, se ha producido en los últimos 5,3 millones de años, es decir, durante el Plioceno y el Cuaternario.
 
Con mucho han sido las deformaciones compresivas las que más han afectado a todo el conjunto de la Zona Prebética. Se estima que el acortamiento debido a la formación de pliegues y el solapamiento de materiales causado por los numerosos cabalgamientos, es de unos 110 Km, nada más y nada menos.
 
Durante todas estas fases han tenido una importante implicación los materiales plásticos, altamente deformables del Triásico superior. Estos han 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 Prebético de la provincia de Granada 

1.- El Cabalgamiento de la Sierra de La Sagra

En este primer corte, del área de la Sierra de La Sagra, podemos ver cómo esta sierra, aparece cabalgando sobre materiales del Neógeno y sobrepasa ampliamente a los materiales del Prebético. Es de destacar el espesor de los materiales cretácicos del Prebético externo y cómo las fallas normales afectan a los pliegues y cabalgamientos, lo que indica que estas se desarrollaron con posterioridad al plegamiento y a los cabalgamientos.
 
Estos a su vez fueron posteriores al depósito de los materiales del Mioceno medio (16 m.a.). Por lo tanto estos cabalgamientos y  pliegues son relativamente recientes.
 
 
 
 
 
El cabalgamiento observable de la Sierra de La Sagra (Subbético externo) posee un desplazamiento hacia el Noreste que puede superar los 20-30 Km, ya que incluso deja atrás a las Unidades Intermedias.
 
En el siguiente fotomonje puede observarse  casi completa el área que recorre el corte geológico. En este caso la geometría de las capas de rocas y la topografía hacen que aflore el Cretácico superior del Prebético, inmediatamente al Norte de La Sagra. En las inmmediaciones del Embalse de San Clemente es posible observar también el Cabalgamiento de Unidades subbéticas sobre el Prebético y el Neógeno. La aparición de una profunda falla (en color rojo) en primer término hace que el Cretácico del Prebético aflore a la derecha del cabalgamiento. Esto es posible. El lector sólo tiene que imaginar que la superficie de cabalgamiento y el Jurásico Superior "quedan en el aire", por encima del Cretácico de la Unidad Prebética que está siendo cabalgada por la Unidad Subbética.
 
 
 
 
 
 
2.- El Plegamiento Prebético en Sierra Seca y el Río Castril

Como ya hemos expuesto, la mayor intensidad del plegamiento se produce en el área de contacto entre la Zona Subbética y la Zona Prebética, en este caso del Prebético externo.
 
Este hecho se pone de manifiesto en el área de la  Sierra de Castril, en el que destacan un gran anticlinal (domo) que realza el relieve de Sierra Seca, seguido de un sinclinal (cubeta) apretado en el valle del río Castril. Entre ambos existe un cabalgamiento, ramificado cerca de la superficie, que afecta a los flancos de ambos pliegues.
 
La vergencia del plegado es claramente hacia el Noroeste, ya que los pliegues tienen forma de “S”, si fuera de tipo “Z”, la vergancia sería en dirección Sureste. Esta característica de la forma de los pliegues es de suma importancia para determinar la procedencia de la fuerza de empuje que generó estos pliegues. En este caso la vergencia Noroeste del plegamiento indica un empuje, en sentido contrario, procedente del Sureste.

Cuando las rocas han llegado a un límite en que la energía del empuje no es totalmente disipada o absorvida mediante el plegado de las mismas, entonces se producen fracturas que ayudan a terminar de consumir la energía restante, estas fracturas se denominan cabalgamientos. Nótese que estas estructuras cortan a los pliegues, por lo que son más modernas. En el corte geológico pueden verse algunos de estos cabalgamientos. Es fácil de identificarlos, pues las rocas que están por encima de la fractura están desplazadas en dirección Noroeste, lo que también indica vergencia en ese sentido.
 
Por lo tanto podemos deducir que las rocas estuvieron sometidas a compresión, que primero formaron pliegues y más tarde cabalgamientos; y que durante todo ese tiempo el empuje procedió del Sureste.

 
                                    
 
A esta fase compresiva le sucede una fase extensiva (o de descompresión) que da lugar a las fallas normales de poca entidad, aunque puede apreciarse que una de ellas se prolonga bastante, en profundidad, alcanzando el basamento de la placa ibérica. En este fotomontaje pueden verse un grupo, en relevo, de estas fallas distensivas, con cierta componente de salto en dirección (nótese la verticalidad de las capas y el resalte entre los materiales blandos del Mioceno superior y los más duros o competentes del Mioceno medio y Eoceno). La fotografía está tomada desde el Cortijo de los Nacimientos en el Valle del río Castril:
 
 
 
Aunque en superficie esta falla existe, la prolongación realizada por el autor es hipotética, pues el basamento no llega a aflorar en la región del corte geológico. Sin embargo, en varias áreas de las Zonas Externas se ha sugerido la reactivación de fallas lístricas en esta etapa de distensión. La falla en cuestión desplaza, tanto a los cabalgamientos como a los pliegues, evidencia inequívoca de que la primera es posterior a los segundos y por tanto más reciente. Nótese como el río Castril aprovecha dicha falla y los materiales blandos del Mioceno para excavar un profundo valle.

Otro hecho destacable y que también puede verse en este corte geológico, es la plasticidad de las rocas triásicas que producen el despegue de toda la cobertera sedimentaria del Prebético interno. Esta característica influye de forma muy importante en el estilo de plegado y fracturación y puede aplicarse al conjunto de la Zona Prebética.

A diferencia del caso anterior (Ver corte de La Sagra), no se observa a la Zona Subbética cabalgar sobre la Zona Prebética. Sin embargo esto no quiere decir que el desplazamiento de las unidades subbéticas, presentes en este corte geológico, haya sido pequeño, nada más lejos de la realidad. Hay que tener en cuenta que entre el Prebético y Subbético de este corte no aparecen las Unidades Intermedias, esto quiere decir que las Unidades subbéticas han cabalgado a las intermedias en toda su extensión lo que puede representar unos 20 Km de desplazamiento y probablemente bastante más que esa distancia. Como veremos en el siguiente capítulo, las Unidades intermedias aparecen muy fragmentadas y con poca extensión, debido justamente a que se encuentran siempre cabalgadas por las unidades Subbéticas. 
 
 
ARTÍCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOGÍA DE GRANADA
 
 
 
 
 
 
 
 



Página número...   |<<  Primera   <<  Anterior  1 2 3  Siguiente  >>   Última  >>|  
3 páginas en total (0 entradas encontradas).
 
BUSCA BLOG
 
 
     
     
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
 
     
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
   
 
     
 
 
Apat
 
Museo Casa Natal F. García Lorca
 
Q&P Consultores
 
Turismo de Granada
 
 
 
 

Diseño realizado por

Ayuda
© Naturaleza Nazarí SL 2015. © Todas las imágenes y textos son propiedad de sus autores. Prohibida su reproducción.