Revista (Blog)

 
GEOLOGÍA
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.


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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.
 
 
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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
 
 
 
 
 
 
 
 



12 de Diciembre de 2009
Escala de Tiempos Geológicos
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
Escala de Tiempos Geológicos  
Para una mejor comprensión y seguimiento de los textos de los artículos de Geología, se ha hecho imprescindible la creación de la presente Escala de Tiempos Geológicos.
 
Actualizada a la Edición 1.1, en la que se corrigen errores de nomenclatura y se añaden los principales hitos bioestratigráficos.

Recomendamos se bajen el Archivo en PDF, para una mejor visión y manejo. Para ello pueden ampliar el zoom de la barra de herramientas de su Reader Acrobat hasta el 100%. Pueden hacerlo desde el icono situado al final de este artículo, o si lo desean pulsando este enlace: Escala de Tiempos Geológicos PDF, edición 1.1 de 14/04/2010.

 

La unidad de tiempo básica en Geología es el millón de años. Esto es consecuencia de la edad de nuestro planeta, la Tierra, que sobrepasa los 4.600 millones de años.

 

Este vasto periódo de tiempo se subdivide en:

 

Fanerozóico: desde hace unos 542 millones de años hasta la actualidad.

Precámbrico: desde esos 542 millones de años hasta el origen de la Tierra, hace algo más de 4.600.

 

Durante el Fanerozóico, los límites de las subdivisiones temporales han sido desde antiguo una cuestión casi en permanente litigio y controversia. Esto es así ya que la mayoría de estos límites se han definido en una localidad geográfica tipo, con sucesiones estratigráficas tipo y con un contenido fósil tipo (fósil guía). Muchas veces es difícil correlacionar rocas de la misma edad en localidades distintas. Hasta hace poco esto podía realizarse en base al contenido fosilífero de las mismas. Desgraciadamente no todas las rocas de la misma edad que afloran en distintas localidades presentan un registro paleontológico completo, más bien ocurre lo contrario. Otra limitación que posee este método es que la suceción estratigráfica o de rocas puede ser muy diferente de un lugar a otro, separados entre sí por muy poca distancia, por lo que la correlación litológica (comparar los tipos de rocas de la serie estratigráfica de ambos lugares) tampoco es posible usarla como criterio de correlación.

 

Afortunamente con las recientes técnicas de datación absoluta (métodos de medición de elementos radioactivos) es posible solventar este problema de datación en bastantes localidades, aunque no es posible obtener buenos resultados siempre. Este método ha sido especialmente útil en rocas pertenecientes al Precámbrico, ya que el contenido fosilífero es prácticamente nulo, pues el registro paleontológico está ausente en la inmensa mayoría de los afloramientos del mismo: sólo existían seres vivos unicelulares. La aparición de seres vivos pluricelurares al final del Precámbrico sólo es posible detectarla en muy escasos afloramientos, pues estos seres no poseían esqueleto externo. Las condiciones de fosilización de estos animales de cuerpo blando son muy especiales y críticas, por lo que su fosilización se produjo en muy contadas localidades. 

 

De lo anteriormente expuesto, es fácil explicar, el porqué esta escala de tiempos está mejor definida desde que la vida pluricelular con esqueleto externo hizo su aparición en la Tierra. Los exoesqueletos normalmente formados por sustancias minerales o por compuestos orgánicos duros fosilizan bien en condiciones favorables. Así muchos límites han podido establecerse en base a los denominados fósiles guía.

 

 
escala-tiempos-geologicos--time-geologycal-scale-chart1_1.pdf
 
 
 



28 de Octubre de 2009
LA TEORÍA DE LA TECTONICA DE PLACAS LITOSFÉRICAS
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
LA TEORÍA DE LA TECTONICA DE PLACAS LITOSFÉRICAS  
Este artículo describe la Teoría de la Tectónica de Placas. Está orientado a facilitar la comprensión de determinados términos geológicos contenidos en la Guía de la Geología de la Provincia de Granada.
 
 
Introducción:

No fue hasta la segunda mitad del siglo XX, cuando se comenzó a investigar los fondos marinos. El desarrollo de nuevas técnicas de prospección geofísica permitió realizar importantes descubrimientos.

 
Una de las primeras tareas desarrolladas, mediante el uso del sonar, fue la de obtener un mapa del relieve de los fondos oceánicos. El resultado fue desconcertante. La inmensa parte de los fondos submarinos se encuentran a gran profundidad, entre 5.000 y 6.000  metros. Pero de vez en cuando, este fondo se elevaba unos 2.000 o 3.000 metros sobre las llanuras abisales, formando una especie de montaña aislada sobre el fondo abisal.  Conforme se fue completando esta cartografía submarina, se observó que estas “montañas”, no estaban aisladas sino que se agrupaban en alineaciones de varios miles de kilómetros de longitud, formando verdaderas cordilleras submarinas, sobre los fondos oceánicos. Como estas cordilleras oceánicas suelen ocupar una posición media en las cuencas oceánicas, con respecto a las líneas de costas continentales, se les denominó Dorsales mesoceánicas y posteriormente se abrevió a Dorsal Oceánica. Una característica curiosa de estas Dorsales oceánicas, es que poseen un valle central, justo en la “cima” de las mismas.  A estos valles se los conoce como valles de fractura o Rift.
 

Un análisis detallado de la morfología de estas Dorsales, llevó al descubrimiento de otras estructuras de gran importancia, las llamadas Fallas Transformantes. Estas son grandes fallas que desplazan el eje o valle central de las Dorsales. En un principio no se supo cuál era el origen y función de estas fallas, por  lo que fueron objeto de intenso estudio y debate.

Otro de los hallazgos fue la presencia de profundas y estrechas fosas marinas, de hasta 11.000 metros de profundidad y que poseen desde cientos a miles de kilómetros de longitud. Estas estructuras también dejaron perplejos a los primeros investigadores del relieve de los fondos oceánicos.


La expansión del Suelo Oceánico:

La piedra angular sobre la que se sustenta la Teoría de la Tectónica de Placas, es la Teoría de la expansión del suelo oceánico. Según esta teoría, el fondo oceánico se expande a partir del eje o Rift de las Dorsales oceánicas. Esto indica que dos puntos situados a ambos lados de la Dorsal se separarán cada vez más conforme avanza el tiempo. Simultáneamente a la expansión del suelo oceánico y para rellenar el hueco dejado en el valle central debe emplazarse roca nueva.

La primera confirmación de esta teoría de la expansión del suelo oceánico, vino de la mano de las prospecciones magnéticas. Las rocas volcánicas e ígneas poseen  minerales susceptibles de orientarse según la dirección del campo magnético terrestre. Cuando la roca se enfría, los minerales se orientan según la dirección magnética del momento, quedando pues fosilizadas como pequeñas brújulas, en el interior de las misma. El hecho es que el campo magnético terrestre se invierte cada pocos millones de años, de forma que el polo magnético Sur, pasa a Norte y viceversa. Aún no conocemos, en profundidad, el mecanismo que produce este curioso fenómeno. Sin embargo, ha sido muy útil para corroborar las primeras hipótesis que sugerían la expansión del suelo oceánico a partir del eje de las Dorsales oceánicas.



De esta forma en el año 1963, se obtuvieron las primeras pruebas en forma de bandas de rocas con polaridad normal (con respecto a la actual posición de los polos) y con polaridad invertida. A través de los años se han podido realizar estupendos y muy precisos mapas de la distribución de la polaridad magnética de las rocas de los fondos oceánicos. De esta forma podemos decir que es en las Dorsales Oceánicas donde se produce la expansión del suelo oceánico y por tanto la creación de la denominada Corteza Oceánica.
 
 
Corteza Continental y Corteza Oceánica:

Los primeros datos sobre la estructura del interior de la Tierra se obtuvieron del análisis de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. Hay un tipo de ondas sísmicas llamadas “P”, que se propagan muy bien en los medios rígidos y bastante peor en los dúctiles o plásticos. El primer cambio importante de la velocidad de propagación de estas ondas, se produce a poca profundidad (con respecto el radio del globo terrestre de 6.731 Km) y produce una reflexión importante de estas ondas. Este límite define la profundidad que alcanza la Corteza terrestre.  Esta es la conocida como discontinuidad de Mohorovicic o simplemente Moho.

Este límite no es uniforme, poseyendo mucha más profundidad bajo los continentes, que bajo los océanos. Mientras en las áreas continentales es de entre 20-40 Km, en los océanos generalmente no sobrepasa los 10. La transición de un área a otra es suave, no presentando saltos bruscos.  Sin embargo, bajo algunas cordilleras, la Moho puede alcanzar profundidades importantes, de hasta 70 Km. Esto es consecuencia de un engrosamiento de la Corteza continental.
 
 
 
Así pues podemos distinguir fácilmente la Corteza continental de la oceánica, por la profundidad a la que se encuentra la Moho. También es posible hacerlo mediante el estudio de las velocidades de propagación de las ondas sísmicas, siendo mucho más homogénea en la Corteza oceánica, que en la continental, ya que está compuesta esencialmente por rocas ígneas. La distribución de velocidades en las áreas continentales es, bastante más compleja, reflejo de la gran variedad de rocas que la componen: sedimentarias, metamórficas e ígneas.


Placas litosféricas:

Inmediatamente debajo de la Moho, se encuentra el llamado Manto terrestre. Está compuesto principalmente por minerales del grupo de los silicatos,  por lo que las ondas sísmicas aumentan de velocidad de propagación bajo la Moho. Pero la característica más singular es que a unos 100-120 Km de profundidad existe una capa de baja velocidad de transmisión de las ondas sísmicas, por lo que debe ser una capa algo plástica y por tanto deformable. Esta capa se llama Astenosfera y marca el límite de lo que se conoce como Litosfera, por lo que esta última incluiría la Corteza terrestre (ya sea continental u oceánica) y parte del Manto superior.


Los límites de las Placas litosféricas:

Ya en la introducción de este artículo se ha dado alguna pista, de dónde se localizan los límites de las Placas litosféricas. Tres son los tipos de límites que puede presentar una Placa litosférica:

  • Límite Constructivo, Divergente o Dorsal Oceánica
  • Límite Destructivo, Convergente o Zona de Subducción
  • Falla Transformante

 

Márgenes Continentales:

Geográficamente hablando, los continentes  se corresponden con las extensiones terrestres elevadas sobre el nivel del mar. Desde principios del Siglo XX, se han ido elaborando hipótesis acerca del origen y la distribución actual de los continentes en el Globo terráqueo. No ha sido hasta el desarrollo de la Teoría de la Tectónica de Placas y el avance de los métodos de prospección geofísica, cuando se ha avanzado firmemente en este terreno.  
Uno de los primeros descubrimientos fue que los continentes no terminan en la línea de costas, sino que se prolongan en la plataforma  continental y más allá en el pie de talud continental.
 

 
Ahora bien, existen situaciones en las que no existe esta plataforma continental, en cambio encontramos profundas fosas, cercanas a la línea de costa. En función de estas características se han definido dos tipos de márgenes continentales:

  • Margen continental pasivo o “Tipo Atlántico”: por haber sido definido en la costa Este de Norteamérica.
 
 
 
En el margen continental pasivo la Corteza continental y la Corteza oceánica permanecen unidas, formando parte de una misma Placa tectónica, compartiendo pues, el Manto litosférico, la transición entre ambas cortezas es gradual mediante la llamada “Corteza de tipo intermedio”, que posee características híbridas. El rasgo distintivo de los márgenes continentales pasivos es la presencia de una Plataforma marina más o menos extensa.

  • Margen continental activo o “Tipo Andino”: por haber sido definido en la costa Oeste de Sudamérica.
 
 
 
Los márgenes continentales activos presentan características muy diferentes de los pasivos. Un rasgo distintivo es la presencia de una profunda y estrecha fosa en el margen continental. En este caso estamos en un margen continental en el que convergen dos placas distintas.  La placa de la derecha sólo posee Corteza oceánica, que al ser algo más densa, se subduce bajo la placa de la izquierda que posee Corteza continental menos densa. Durante este proceso de subducción, los sedimentos y el agua que contienen en sus poros, es introducida hacia el interior del Manto, lo que provoca la fusión de las rocas ígneas que componen la Corteza oceánica y la formación de una cuña sedimentaria en la zona de la fosa, que se conoce como Prisma de acrección. Esta fusión forma una masa magmática que tiende a abrirse paso a través de la Corteza continental, desarrollando una importante actividad volcánica en superficie. Se cree que la subducción se inicia cuando la Corteza oceánica supera los 200 millones de años de antigüedad, pues no se conocen fondos oceánicos más antiguos. Al parecer la Corteza oceánica, se vuelve más frágil, se rompe y se separa de la Corteza continental, a la que permanecía unida, (Ver gráfico del Margen continental pasivo), sumergiéndose inmediatamente bajo la Corteza Continental, formándose de esta manera un nuevo límite de placa, del tipo: Zona de Subducción.
 
 
Mapa Terrestre de las Placas Tectónicas o Litosféricas:

Las placas tectónicas pueden poseer Corteza continental y oceánica a la vez, o sólo Corteza oceánica, como por ejemplo la Placa de Nazca.
 
 
 
El número de Placas puede variar sensiblemente según autores.

Existen áreas de la Tierra, como el Mar Mediterráneo, en donde la complejidad es muy alta, por lo que aún no están totalmente definidas una serie de microplacas que conforman un mosaico verdaderamente confuso, es como un puzzle en el que las piezas están aún pendientes de encontrar un encaje definitivo. Especialmente dificultosa es la interpretación de los datos geofísicos obtenidos en el Mediterráneo Occidental. Aunque es evidente la presencia de la Placa Africana y la Euroasiática, no está nada claro el tipo de límite que comparten. Tampoco está definida la relación de estas dos últimas placas con la Microplaca Mesomediterránea o de Alborán, situada entre ambas. Por lo tanto La Cordillera Bética es una de las más investigadas, en la actualidad. Existe un verdadero interés, a nivel mundial, por conocer la estructura en profundidad y la historia geológica de esta intrincada región geológica.



El movimiento de las Placas litosféricas:

La superficie de la Tierra es finita, por lo que la continua creación de Corteza oceánica a través de las Dorsales oceánicas, ocasiona un problema de espacio que debe ser resuelto con la destrucción de esta Corteza oceánica o bien de la Corteza continental. Sin embargo tal como hemos visto la Corteza continental es menos densa que la oceánica y esta es lo es aún menos el Manto litosférico sobre el que flotan ambos tipos de cortezas terrestres. Así pues la única solución al problema de esta falta de espacio, es la destrucción de la Corteza oceánica en las áreas de subducción, creándose de esta forma Márgenes continentales activos o los llamados Arcos Isla.

Pero ¿cuál es el motor que expande el suelo oceánico y mueve las Placas litosféricas?. No existen evidencias directas de los fenómenos que se desarrollan en el Manto terrestre, no obstante, mediante el análisis de datos geofísicos como la velocidad de la propagación de las ondas sísmicas y las anomalías gravimétricas (la fuerza de la gravedad varía de unos puntos a otros), se han obtenido modelos informáticos que permiten hacernos una idea bastante aproximada de lo que ocurre bajo la Corteza terrestre, sea esta oceánica o continental.
 
 
 
El Manto terrestre no es homogéneo, en algunos puntos es más caliente y en otros puntos es algo más frío, lo que hace que se produzca un lento, pero continuo movimiento de los materiales que lo componen, desde las zonas frías a las calientes y viceversa. Estas son las denominadas corrientes de convección. De esta forma son movidas las Placas litosféricas sobre la superficie del planeta y sus efectos más visibles son  la expansión del suelo oceánico, la subducción de corteza oceánica y la colisión de continentes.
 
 

Las Plumas mantélicas, los Puntos calientes y el origen de los Océanos:

Existe una capa especial en el límite del Núcleo interno y la base del Manto, se trata de la llamada Capa “D”. Se sospecha que es rica en elementos pesados radioactivos, como el Uranio. El calor proporcionado por la desintegración de estos elementos, produce la fusión parcial del Manto en su contacto con el Núcleo interno. Es en esta capa donde se producen las llamadas Plumas mantélicas, que ascienden a través del Manto, generando los llamados Puntos calientes. Estos Puntos calientes son muy importantes, pues si se desarrollan bajo un continente, pueden dar lugar a una futura Dorsal oceánica. Suena extraño, pero es así, los océanos nacen en el interior de las masas continentales. Los puntos calientes permanecen fijos (con respecto al centro del Globo terráqueo) durante mucho tiempo, de decenas a centenares de millones de años. En el caso de que el punto caliente se sitúe bajo la Corteza oceánica, da lugar a la formación de islas que se elevan varios miles de metros sobre el fondo marino, tal es el caso, por ejemplo, de las Islas Hawai. Veamos como los océanos se generan en el interior de los continentes.
 
 
1.    En una primera fase se produce una tumefacción o abombamiento de la superficie terrestre, que eleva esta área varios miles de metros sobre el nivel del mar, producida por el ascenso de una Pluma mantélica.
2.    La fase anterior termina con la formación de una serie de fallas, que liberan parte de la tensión que soporta la Corteza continental. En el valle central o Rift, se instalan ríos y lagos, como hoy puede observarse a lo largo de los Rift-Valleys africanos. El material caliente de la Pluma mantélica accede en gran cantidad a la superficie, formándose alineaciones volcánicas, más o menos continuas, de miles de kilómetros de longitud. Aún no existe una Corteza oceánica típica, sino una Corteza denominada intermedia, que presenta características híbridas entre la continental y la oceánica.
3.    El empuje de los materiales volcánicos que van accediendo a través de Rift hace que las dos masas continentales se separen definitivamente. Entremedias se instala un mar cerrado y alargado, con poca circulación de agua. Ya existe una típica Corteza oceánica. En este estadio se encuentra el Mar Rojo.
 
 
 
4.    Conforme pasan los millones de años, este mar se va ensanchando hasta que se instala un verdadero océano. Los bordes de los continentes que quedan a ambos lados del océano, ya adquieren la morfología típica de Margen continental, tipo atlántico o pasivo. Este es el estado en que se encuentra el Océano Atlántico.
5.    Los continentes podrían seguir separándose indefinidamente, sin embargo, al llegar a los 180-200 millones de años, de iniciarse la formación de la Corteza oceánica, esta alcanza una densidad y rigidez que hace que se fracture, se separe del margen continental y descienda bajo el continente, siendo finalmente consumida por el Manto litosférico. El arrastre de sedimentos marinos y agua junto con la Corteza oceánica hacia el interior del Manto facilita la fusión de esta, dando lugar a magmas que se abren paso hacia la superficie, a favor de fracturas e impulsados por la presión del vapor de agua y otros gases. En superficie las estructuras típicas son los volcanes, fumarolas, géiseres, etc. De esta forma se originan los Márges continentales tipo andino o activos. Los orógenos así formados también son conocidos como Cordilleras de tipo andino.
 
 
 
 
 
La colisión entre continentes: la formación de Cordilleras tipo Himalayo o Alpino.
 
 
Cuando la Corteza oceánica que está siendo consumida en un Margen continental activo lleva tras de sí una Corteza continental, se producirá inevitablemente una colisión entre ambos continentes. Este proceso producirá orógenos llamados de colisión o tipo himalayo o también de tipo alpino.
 
Como vemos en el siguiente gráfico la India se encontraba hace 70 millones de años en medio del Océano Índico. La India se desgajó de la Placa africana mediante un proceso de rifting, ya descrito en el apartado anterior. Esta expansión del suelo oceánico empujó a la Placa India hasta su choque con la Placa Euroasiática, hace unos 20 millones años, no habiendo concluido aún este proceso. Evidentemente el borde de la Placa Eurosiberiana ha funcionado, durante decenas de millones de años, como un Margen continental activo o de tipo andino, por lo que en el mismo existió una cordillera del mismo tipo.
 
 
 
Conforme los continentes se van aproximando, los sedimentos depositados en los fondos oceánicos van siendo comprimidos en el borde del margen activo. Parte de estos sedimentos son arrastrados, junto con agua marina, durante la subducción de la placa oceánica. Esto favorece la fusión de la Corteza oceánica que se hunde bajo el Manto litosférico. De esta forma se producen magmas que ascienden, llegando a la  superficie terrestre dando lugar a la presencia de volcanes.

Llega un momento en que la Corteza oceánica se consume por completo y el océano desaparece. Los sedimentos oceánicos y las rocas sedimentarias localizadas en los márgenes continentales son fuertemente deformados, comenzando la elevación de la cordillera. Algunas porciones de la Corteza oceánica quedan “pellizcadas”, entre las rocas de ambos continentes. Es lo que se conoce como zona de sutura o de “melange” (por la mezcla de rocas procedentes de la Corteza continental y la oceánica).

Esta suma de masas continentales, produce un engrosamiento de Corteza continental. En este tipo de orógenos se encuentran los mayores espesores de la Corteza terrestre de hasta 70 Km de profundidad. Ejemplos de Cordilleras de colisión, son el Himalaya, los Alpes o los Apalaches en Norteamérica.

 
Los Arcos Isla:
 
Si la ruptura de la Corteza oceánica se produce en el fondo marino, entonces lo que ocurre es que se forma un nuevo límite placa, del tipo subducción, es decir, una placa se introduce en el Manto bajo la otra. Al igual que ocurre en los márgenes activos, esta litosfera oceánica se va consumiendo por el efecto del calor y la presión. Como el plano de subducción es inclinado, el vulcanismo asociado a la fusión de la Corteza oceánica se manifiesta a cierta distancia de las fosas marinas.
 

 
 
Las fosas oceánicas marcan en superficie, el límite entre placas. Son las depresiones más profundas de la Tierra, superando en algunos casos los 10 Km de profundidad. Ejemplos de Arcos Isla, son el archipiélago japonés, las Islas aleutianas, las Antillas del Mar Caribe, etc.
 
 

Consecuencias: Vulcanismo, sismología.

La distribución de volcanes y focos sísmicos entorno al Océano Pacífico, formando una especie de cinturón de fuego y terremotos, siempre ha llamado la atención de la comunidad científica. Hasta el desarrollo de la Teoría de la Tectónica de Placas litosféricas, no ha existido un modelo global que pudiera explicar razonablemente bien esta peculiaridad de nuestro planeta. Así los en los Márgenes continentales activos y los Arcos Isla se concentran los sismos y son las áreas terrestres con mayor densidad de focos sísmicos, consecuencia del roce entre placas que se subducen.
 
 
 
Otras áreas sísmicamente activas son las Dorsales oceánicas, si bien la intensidad de los terremotos es menor. Sin embargo, las fallas transformantes sí que pueden presentar terremotos de gran intensidad, en especial cuando estas penetran en la Corteza continental, como es el caso del Oeste norteamericano (Los Ángeles, San Francisco), la región de Anatolia (Turquía) y la denominada Falla de las Azores, que desaparece bajo el Mar del Alborán (entre la Península Ibérica y el Norte de África).
 
 
 
La Tectónica de Placas en el Ámbito de la Cordillera Bética:
 

La Cordillera Bética, junto con el Mar del Alborán,  son en la actualidad unas de las áreas del Planeta que mayor interés geológico presenta para los científicos. El hecho es que aún no hay un modelo definitivo para la formación de esta cordillera y mucho menos de la Tectónica de placas de la región. Existen fuertes divergencias entre los distintos autores, existiendo numerosos modelos para la formación de este orógeno.
 
 

Este apartado se verá en profundidad y toda su complejidad en la descripción de la historia geológica de las Zonas Internas de la cordillera. Por ahora adelantaremos aquellos aspectos en los que los geólogos y geofísicos están de acuerdo:
 
1.    Al menos están implicadas tres unidades litosféricas: La Placa Euroasiática (representada por la Península Ibérica), La Placa Africana y por último la antiguamente denominada Microplaca de Alborán ahora llamada Placa Mesomediterránea.

2.    Que la convergencia entre estas tres placas se remonta como mínimo al Oligoceno hace unos  34 millones de años.

3.    La Cordillera Bética es un orógeno de tipo Alpino, lo que implica la colisión de dos áreas continentales.

4.    El Mar de Alborán no posee Corteza oceánica. El fondo de esta área marina es netamente continental, si bien, unos 150 Km al Este del Cabo de Gata (Almería) existe ya un fondo marino con Corteza oceánica reconocible como tal.

5.    La existencia de focos sísmicos profundos la bajo Cordillera Bética y el Mar de Alborán son indicadores de un Manto litosférico anómalo. Por ahora de confusa y diversa interpretación.

6.    La expansión del suelo oceánico en las Cuencas Argelo-Balear y Liguro-Provenzal está relacionada con la colisión de las tres placas litosféricas ya referidas.
 
 
 
 
 



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