Revista (Blog)

 
Septiembre 2009
23 de Septiembre de 2009
LAS ZONAS EXTERNAS
GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz  
 
Zonas Externas Internas Cordillera B√©tica  
En este cap√≠tulo se hace una introducci√≥n y definici√≥n de las denominadas Zonas Externas, o √°reas m√°s alejadas del n√ļcleo o "centro geol√≥gico" de la Cordillera B√©tica.

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. ¬† INTRODUCCI√ďN
  2. ¬†¬† DIVISI√ďN DE LAS ZONAS EXTERNAS

 

 

INTRODUCCI√ďN

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

 

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

 

 

DIVISI√ďN DE LAS ZONAS EXTERNAS

 

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

 

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La divisi√≥n entre Zona Preb√©lica y Zona Subb√©tica es identificable a partir del L√≠as superior, hace unos 180 millones de a√Īos. Hasta este momento exist√≠a una extensa plataforma continental, formada por calizas y dolom√≠as, que confer√≠a gran uniformidad a toda la cuenca marina, que se vio alterada por la fracturaci√≥n y segmentaci√≥n 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 dep√≥sito.

 

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De esta forma la cuenca qued√≥ fragmentada en una serie de surcos y umbrales. La nueva geometr√≠a del fondo marino qued√≥ controlada, a partir de entonces por una serie de fallas m√°s o menos verticales que afectaron tanto a la cobertera sedimentaria como al basamento del borde Sureste de la Placa Ib√©rica. En la actualidad es posible encontrar situaciones similares en numerosas placas tect√≥nicas. Esta estructuraci√≥n del borde continental es lo que se denomina ‚ÄúMargen Continental Tipo Atl√°ntico‚ÄĚ, que recibe este nombre por la geometr√≠a que presenta el borde continental Este (o atl√°ntico) de la Placa Norteamericana, hoy d√≠a. Por lo tanto, la formaci√≥n de los m√°rgenes continentales de tipo atl√°ntico viene sucedi√©ndose desde bien antiguo y es una de las estructuras m√°s caracter√≠sticas generadas por la Tect√≥nica de Placas.

 

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La compartimentaci√≥n de la cuenca marina en surcos y umbrales provoc√≥ un cambio radical en las condiciones de sedimentaci√≥n y por ello del tipo de rocas que se formar√°n en los mismos. En principio es posible detectar un primer surco, de gran profundidad, que es el que separa la Zona Preb√©tica de la Zona Subb√©tica. Los materiales depositados en este primer surco poseen unas caracter√≠sticas intermedias o h√≠bridas entre las rocas de ambas zonas. Aunque normalmente suelen ser agrupados con otros materiales de la Zona Subb√©tica, se ha pensado que es conveniente darles un tratamiento propio. A este conjunto de rocas se les ha denominado ‚ÄúUnidades Intermedias‚ÄĚ o tambi√©n como ‚ÄúDominio Intermedio‚ÄĚ. A pesar de la utilidad de esta distinci√≥n, frecuentemente la literatura geol√≥gica, como ya hemos dicho, tiende a incluirlas en la Zona Subb√©tica.

 

 

 

ART√ćCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOG√ćA 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. ¬†¬† ESTRATIGRAF√ćA, PALEOGEOGRAF√ćA E HISTORIA GEOL√ďGICA
  3. ¬†¬† ESTRUCTURA Y POSICI√ďN DE LAS UNIDADES INTERMADIAS EN LA CORDILLERA B√ČTICA
  4.    EDAD DE LAS DEFORMACIONES
  5. ¬†¬† CORTES GEOL√ďGICOS 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 estratigr√°fico destacan estas unidades por presentar grandes espesores de rocas entre el Jur√°sico y Cret√°cico inferior. La existencia de unas rocas conocidas como turbiditas, tanto en el Jur√°sico, como en el Cret√°cico, ha permitido establecer con cierta seguridad el ambiente en que se depositaron estas.
 
Todo hace indicar que el dep√≥sito de los sedimentos se llev√≥ a cabo a pie de un talud submarino. A√ļn est√° en discusi√≥n la batimetr√≠a o profundidad de los dep√≥sitos de las turbiditas y otro tipo de rocas pel√°gicas como por ejemplo las radiolaritas. Para algunos autores estos tipos de rocas, son el resultado de la consolidaci√≥n de sedimentos depositados a bastante profundidad, cerca del Nivel de Compensaci√≥n de la calcita (disoluci√≥n del carbonato c√°lcico), por debajo de los 2.000 metros de profundidad. Para otros autores los sedimentos se depositar√≠an a mucha menor profundidad, entre 200 y unos pocos cientos de metros de profundidad, eso s√≠, bastante alejados de la l√≠nea de costa (sedimentaci√≥n pel√°gica). El estudio reciente y en detalle, de las estructuras sedimentarias as√≠ como los microf√≥siles (radiolarios), apuntan a esta segunda opci√≥n. M√°s all√° de este talud se emplaza un gran surco en el que se van a acumular grandes espesores de sedimentos en ambiente pel√°gico, es decir, m√°s all√° 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 (Jur√°sico medio, 180-154 millones de a√Īos), el surco creado al sur de la l√≠nea de fractura est√° terminando de rellenarse, por lo que se pasa progresivamente de una sedimentaci√≥n pel√°gica moderadamente profunda a otra mucho m√°s somera, entre la que destaca la presencia de calizas ool√≠ticas. Estas rocas est√°n formadas por infinidad de peque√Īas esferas (oolitos) de carbonato c√°lcico (de di√°metro inferior a los 2 mil√≠metros). Los oolitos se forman en aguas c√°lidas, a muy poca profundidad, en la que la acci√≥n del oleaje de vaiv√©n hace crecer a estas peque√Īas esferas.
                            
Durante el Malm (Jur√°sico Superior 154-135 millones de a√Īos) parte de las fallas del margen continental de la placa ib√©rica se reactivan y permiten la acumulaci√≥n de m√°s sedimentos en la cuenca marina, especialmente importante es esta reactivaci√≥n en el Dominio de las Unidades Intermedias. Los primeros sedimentos son pel√°gicos, muy caracter√≠sticos en las Zonas Externas. Se trata de las denomindas margas radiolar√≠ticas. Los radiolarios son animales unicelulares, por lo tanto de tama√Īo diminuto. A pesar de su escaso tama√Īo producen un esqueleto m√°s o menos esf√©rico, alrededor de la c√©lula, formando una intrincada malla con espinas en la superficie. La composici√≥n mineral√≥gica de este exoesqueleto suele ser de s√≠lice (parecida a la del vidrio), por lo que las rocas que poseen una gran contenido de f√≥siles de radiolarios, poseen una gran dureza, siendo f√°cilmente identificables por esta propiedad. Estos dep√≥sitos 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 alg√ļn movimiento r√°pido y con alta energ√≠a (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.
 
 
 
                
 
Tambi√©n se han invocado procesos suba√©reos, como grandes tormentas e inundaciones que se originan en tierra firme y que a trav√©s de los r√≠os y los ca√Īones submarinos alcanzan las llanuras pel√°gicas. El hecho de que est√©n presentes f√≥siles de plantas y animales de medios terrestres en el interior de las turbiditas, parecen confirmar estos eventos catastr√≥ficos.

Las turbiditas pueden ocupar extensiones de muchos kil√≥metros cuadrados y depositarse a distancias superiores a los 100 km. Estos dep√≥sitos pueden producirse desde cada 10 a√Īos a los 20.000, en funci√≥n de la frecuencia en que se produzcan los eventos catrast√≥ficos. Entre estrato y estrato de turbiditas se depositan materiales m√°s finos (margas, arcillas, etc), propios de la sedimentaci√≥n marina pel√°gica normal. Mientras estos √ļltimos se depositan en miles de a√Īos, los sedimentos turbid√≠ticos lo hacen en minutos y horas.

El Cret√°cico inferior presenta una alternancia r√≠tmica de calizas y margas muy ricas en f√≥siles, por lo que presenta un gran inter√©s paleontol√≥gico. Sobre esta alternancia se depositan margas y margocalizas con intercalaciones de areniscas turbid√≠ticas, depositadas estas √ļltimas, al pie de talud de la plataforma. Este conjunto de rocas poseen un espesor de m√°s de 3.000 metros de espesor, por lo que se deduce que la cuenca marina fue hundi√©ndose progresivamente mientras continuaba la sedimentaci√≥n. Durante el Cret√°cico superior sigue hundi√©ndose la cuenca, por lo que dominan materiales pel√°gicos 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 geol√≥gicos esquem√°ticos, las Unidades Intermedias aparecen ‚Äúengrosadas‚ÄĚ. Esta situaci√≥n es producto de su ubicaci√≥n dentro de las Zonas Externas, a caballo entre el Preb√©tico y el Subb√©tico; y de los grandes espesores que se acumularon durante el sistema Cret√°cico.
 
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 jur√°sicos ha sido m√°s r√≠gido y por tanto fr√°gil. Sin embargo, el Cret√°cico presenta abundancia de¬† materiales d√ļctiles, lo que ha permitido el desarrollo de un fuerte plegamiento y la formaci√≥n de cabalgamientos que engrosan la espesa sucesi√≥n cret√°cica.
 
Los √ļltimos 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 colisi√≥n se produjo en sentido Noroeste y provoc√≥ el total desenraizamiento de las Unidades subb√©ticas, y por tanto, las oblig√≥ 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 Preb√©tica las primeras deformaciones registradas por las rocas se producen cuando la plataforma marina se fragment√≥ al final del Jur√°sico Inferior, hace 180 millones de a√Īos. Entonces se produjeron una serie de fallas o fracturas que afectaron tanto al basamento como a la cobertera sedimentaria que estaba form√°ndose. Estas fallas normales o de extensi√≥n que afectan a tan diversos materiales y alcanzan gran profundidad son frecuentes en los m√°rgenes continentales tipo atl√°ntico y reciben el nombre de fallas l√≠stricas.

A partir del final del Jur√°sico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de a√Īos, se produce una reactivaci√≥n de estas fallas l√≠stricas lo que produce un hundimiento de la cuenca, permitiendo una gran acumulaci√≥n de sedimentos. Esta fosa o cuenca profunda denominada Surco Norb√©tico es la que va a diferenciar el Dominio Intermedio de la Zona Preb√©tica y la de Zona Subb√©tica. Buena parte de la sedimentaci√≥n va a estar constituida, a partir del Jur√°sico final, por turbiditas. Este tipo de rocas nos indican la presencia de un borde de plataforma muy inestable debido a eventos catastr√≥ficos, especialmente de terremotos. Este contexto sedimentario, de pie de talud, va a mantenerse durante gran parte del Cret√°cico inferior (135-96 m.a.). Esta nueva subsidencia o profundizaci√≥n de la cuenca durante la sedimentaci√≥n, va a propiciar la acumulaci√≥n de grandes espesores de sedimentos. De esta manera la sucesi√≥n 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 a√Īos. Por lo tanto estas estructuras de deformaci√≥n son un poco m√°s antiguas que en el caso de las de la Zona Preb√©tica. Esto nos indica que los esfuerzos que las generaron, incidieron antes en el Dominio Intermedio que en la Zona Preb√©tica. Estas estructuras indican compresi√≥n seg√ļn una direcci√≥n Sureste-Noroeste. Es evidente que la energ√≠a necesaria para el plegado y la fracturaci√≥n de las Unidades Intermedias, procede la orog√©nesis de la Cordillera B√©tica. Otro conjunto de fallas importantes, que se generan al final de esta fase, son aquellas que poseen un plano m√°s o menos vertical y que provocan desplazamientos en la horizontal, son las conocidas como fallas de salto en direcci√≥n o de ‚Äúdesgarre‚ÄĚ, que pueden observarse en el mapa general de la zona.

La mayor√≠a de las fallas normales o de extensi√≥n, son a√ļn m√°s 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 relajaci√≥n de las rocas despu√©s de haber cesado el estr√©s compresivo de la etapa anterior. La fase de distensi√≥n que genera estas fallas normales y la elevaci√≥n del conjunto de la Cordillera B√©tica se inici√≥ hacia al comienzo del Mioceno superior, hace tan s√≥lo 7 m.a.

En conclusi√≥n podemos decir que el Dominio Intermedio sufrido tres etapas de deformaci√≥n importantes, pero la primera bastante separada en el tiempo, con respecto a las dos √ļltimas.
 
  • La primera etapa de extensi√≥n consisti√≥ en la fragmentaci√≥n de la amplia plataforma marina, poco profunda, que se extend√≠a hace 180 millones de a√Īos por lo que entonces era el margen continental del Sur de la placa ib√©rica. Esta fragmentaci√≥n produjo una profundizaci√≥n de la cuenca marina, especialmente en el Preb√©tico externo, en donde se acumularon grandes espesores de sedimentos durante todo el Mesozoico (Jur√°sico medio a Cret√°cico 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 a√Īos. Es una etapa de compresi√≥n y fue provocada por la colisi√≥n entre las Zonas Externas e Internas, dando lugar a plegamientos y cabalgamientos en las Unidades intermadias. Al final de esta segunda etapa de deformaci√≥n, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kil√≥metros) y desplazamiento.
  • Finalmente, desde hace unos 7,5 millones de a√Īos hasta la actualidad, se produce una etapa de descompresi√≥n motivada por la elevaci√≥n de la Cordillera B√©tica que da lugar a multitud de peque√Īas fallas normales y la reactivaci√≥n alguna de las fallas l√≠stricas del Jur√°sico inferior..

Un hecho rese√Īable es que todas estas etapas de deformaci√≥n ocurrieron en ambiente submarino, la elvaci√≥n sobre el nivel del mar se ha producido en los √ļltimos 5,3 millones de a√Īos, es decir, durante el Plioceno y el Cuaternario.

Durante todas estas fases han tenido una importante implicaci√≥n los materiales pl√°sticos y altamente deformables del Tri√°sico superior. Este comportamiento ha permitido un despegue generalizado, a gran profundidad, de la cobertera sedimentaria con respecto al basamento de la placa ib√©rica. Por lo tanto podemos decir que estos materiales han funcionado como un ‚Äúlubricante natural‚ÄĚ, 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 ubicaci√≥n de las carreteras, que recorren el itinerario que va desde los Collados de la Sagra hasta el l√≠mite provincial de Granada con Murcia, en Almaciles, es posible observar el contacto entre las diferentes unidades que concurren en el llamado ‚ÄúFrente del Cabalgamiento Subb√©tico‚ÄĚ.¬† Los materiales preb√©ticos est√°n representados, principalmente por el Pale√≥geno y pertenecen al Preb√©tico interno. Estos presentan relieves suaves en los que destacan las calizas del Mioceno inferior (16 m.a.), que ya pertenecen al Ne√≥geno. Los materiales de las Unidades Intermedias, no proporcionan relieves importantes y pertenecen en casi toda su totalidad al per√≠odo Cret√°cico con algunos afloramientos dispersos del Pale√≥geno y Ne√≥geno. Los relieves m√°s importantes, con fuertes pendientes son los que presentan las calizas jur√°sicas de las Unidades Subb√©ticas.
 
 
                                             
 
 
Los materiales preb√©ticos presentan una deformaci√≥n de poca intensidad, con respecto al resto de unidades presentes. El plegamiento en las cercan√≠as del frente de cabalgamiento con las Unidades Intermedias es la respuesta al empuje que sufri√≥ el Preb√©tico interno durante la orogenia de la Cordillera B√©tica, tal como se aprecia en el corte geol√≥gico propuesto, en el que aparece un gran pliegue sinclinal (en forma de surco), en el cual los materiales m√°s modernos quedan en el n√ļcleo del mismo.

Las Unidades Intermedias, presentan un gran anticlinal (en forma de domo) en el contacto con los materiales preb√©ticos. El n√ļcleo de este anticlinal presenta los materiales jur√°sicos, m√°s antiguos, con una multitud de peque√Īas escamas (peque√Īos cabalgamientos) que provocan el engrosamiento del pliegue. El mecanismo que origina esta deformaci√≥n, al igual que en el caso anterior, es la respuesta al empuje que han sufrido las rocas durante la formaci√≥n de la Cordillera B√©tica. En este caso los materiales del Cret√°cico se han plegado de forma intensa aumentando de forma significativa el espesor de las Unidades Intermedias en el entorno del contacto con el Preb√©tico interno. El desarrollo de cabalgamientos tambi√©n es importante en esta √°rea de contacto, llegando a poner en contacto el jur√°sico de las Unidades Intermedias con el Preb√©tico interno. El Tri√°sico y Cret√°cico son los niveles de despegue de los materiales de las Unidades Intermedias, tal como puede verse en la parte central del corte geol√≥gico.

Las Unidades Subb√©ticas presentan en este perfil una desmembraci√≥n muy importante, formando un apilamiento de mantos de corrimiento. En este corte, es visible un desplazamiento m√≠nimo de unos 15 Km, si coloc√°ramos todas las Unidades subb√©ticas, una a continuaci√≥n de la otra, formando una sola unidad, y en su posici√≥n original, obtendr√≠amos una distancia que superar√≠a ampliamente la treintena de kil√≥metros. As√≠ en estas unidades predominan las deformaciones m√°s fr√°giles en forma de cabalgamientos, siendo los plegamientos de menor menor intensidad. En este caso s√≥lo se detecta un √ļnico nivel de despegue, situado en los materiales pl√°sticos o altamente deformables de edad tri√°sica.

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.




ART√ćCULOS PUBLICADOS DE LA SERIE GEOLOG√ćA DE GRANADA
 
 
 
 
 
 



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 PREB√ČTICA (Introducci√≥n)
  2. ¬†¬† ESTRATIGRAF√ćA, PALEOGEOGRAF√ćA E HISTORIA GEOL√ďGICA
  3. ¬†¬† EL PREB√ČTICO EXTERNO E INTERNO
  4. ¬†¬† ESTRUCTURA Y POSICI√ďN DE LA ZONA PREB√ČTICA EN LA CORDILLERA B√ČTICA
  5.    EDAD DE LAS DEFORMACIONES
  6. ¬†¬† CORTES GEOL√ďGICOS COMENTADOS:
                    -Corte geológico de la Sierra de La Sagra
                    -Corte geológico de Sierra Seca y el río Castril
 
 
 
 
LA ZONA PREB√ČTICA

Corresponde a la parte m√°s proximal del margen continental de la placa ib√©rica. Sus afloramientos se extienden desde las cercan√≠as de Martos, Ja√©n, hasta el bajo J√ļcar y Alicante, formando una banda estrecha al Oeste, que progresivamente va ensanch√°ndose hasta alcanzar m√°s de 40 Km en la parte oriental. Por lo tanto se trata de la unidad geol√≥gica m√°s septentrional que forma parte del Or√≥geno o Cordillera B√©tica .
 
 
 
 
 
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 Jur√°sico Superior (161-151 m.a.) y del Cret√°cico inferior (146-100 m.a.) faltan en buena parte de las series estratigr√°ficas, especialmente en las unidades preb√©ticas m√°s septentrionales, es decir, las que se situaban m√°s pr√≥ximas al margen continental de la placa ib√©rica, que quedaron durante este largo per√≠odo emergidas. Esta ausencia de sedimentaci√≥n provoc√≥ lo que se denomina ‚ÄúLaguna estratigr√°fica‚ÄĚ. Buena parte del Cret√°cico Superior (100-66 m.a.) est√° formado por calizas y dolom√≠as depositadas en cuencas marinas someras y del tipo ‚Äúalbufera‚ÄĚ.
 
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 Preb√©tica o simplemente Preb√©tico puede dividirse, en funci√≥n de los ambientes sedimentarios y la influencia de las lagunas estratigr√°ficas en: Preb√©tico interno y Preb√©tico externo. Como en casos anteriores externo indica que est√° m√°s alejado del n√ļcleo de la Cordillera B√©tica y por lo tanto m√°s cerca del margen continental de la placa ib√©rica, 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 estratigr√°fica esquem√°tica pueden observarse muy bien las diferentes trayectorias que siguen ambos dominios, a partir del final del Jur√°sico (Kimmeridgiense inferior, hace 156 m.a.).
 
Es de destacar las frecuentes lagunas estratigr√°ficas, algunas dilatadas en el tiempo, del Preb√©tico externo, as√≠ como una mayor abundancia de elementos terr√≠genos (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 transici√≥n fluvial-costera. Por el contrario, el n√ļmero de lagunas estratigr√°ficas en el Preb√©tico externo es menor y en la mayor√≠a de los casos de escasa extensi√≥n temporal. Esto nos indica que el Preb√©tico externo estuvo desde el Jur√°sico inferior m√°s tiempo emergido que bajo el mar, por el contrario el Preb√©tico interno estuvo casi siempre bajo el mismo; cuesti√≥n por la cual, recibi√≥ durante mucho m√°s tiempo una mayor cantidad de sedimentos y por lo tanto su columna estratigr√°fica es mucho m√°s completa. Tambi√©n es de destacar los importantes espesores que se registran durante el Cret√°cico en el Preb√©tico 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 est√° m√°s o menos despegada del basamento a nivel del Tri√°sico, especialmente del Tri√°sico superior, ya que est√° formado por rocas muy pl√°sticas como arcillas, sales y yesos. Estos materiales son f√°cilmente 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 d√ļctiles han servido como lubricante para el desplazamiento (mediante cabalgamientos ) del resto de la cobertera mesozoica, mucho m√°s resistente a la deformaci√≥n.
 
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 Preb√©tico son de peque√Īa magnitud, siendo raros los que superan los 5 Km. Lo que s√≠ es evidente es que el desplazamiento de estos, es mayor en el Preb√©tico interno y en especial cerca del contacto con la Zona Subb√©tica, 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 rese√Īar que los afloramientos de la Zona Preb√©tica son escasos y muy discontinuos al oeste de Pozo Alc√≥n. Su localizaci√≥n m√°s occidental se encuentra en la poblaci√≥n jienense de Martos. A partir de aqu√≠, la Zona Preb√©tica desaparece debajo de los materiales que rellenan la depresi√≥n del r√≠o Guadalquivir.

La estructura de la Zona Preb√©tica 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 Subb√©tica. Cabe advertir que los cortes geol√≥gicos var√≠an sensiblemente de una secci√≥n a otra, como podremos ver m√°s adelante. Las secciones geol√≥gicas que se muestran son de los autores rese√Īados bajo cada uno de los gr√°ficos, con modificaciones y a veces simplificaciones que hacen a nuestro entender m√°s f√°cil la comprensi√≥n para el lector.

                                         

1.- √Ārea 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 est√° relacionado con el efecto de ‚Äúfrenado‚ÄĚ que ejerce el basamento sobre el desplazamiento de una cobertera de poco espesor. Puede observarse el escaso desarrollo del Cret√°cico, por lo que esta zona corresponde, en gran parte, al Preb√©tico externo.
 
 
  
                     
             
2.- √Ārea 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 ‚Äúen acorde√≥n‚ÄĚ. Estas son respuestas mec√°nicas de acomodaci√≥n de las rocas ante la falta de espacio f√≠sico en donde acumular un gran volumen de materiales, que es empujado sistem√°ticamente desde el Sur-Sureste.


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3.- √Ārea Sur o de colisi√≥n con la Zona Subb√©tica


En el siguiente corte geol√≥gico puede verse la terminaci√≥n Sur de la Sierra de Segura.¬† Se observa muy bien c√≥mo los materiales de la Zona Subb√©tica se desplazan bastantes kil√≥metros unos sobre otros, en este caso podemos hablar con propiedad de que nos encontramos ante ‚ÄúMantos de Corrimiento‚ÄĚ.
 
En el √°rea de colisi√≥n la Zona Preb√©tica se comporta como un bloque m√°s o menos r√≠gido, con un escaso plegamiento, salvo en el mismo frente de colisi√≥n, donde es posible encontrar grandes pliegues de tama√Īo kilom√©trico. Otra parte de la energ√≠a de la colisi√≥n se ha disipado, como vimos en el corte geol√≥gico del √°rea de Cazorla, en la formaci√≥n 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 cap√≠tulo siguiente las unidades subb√©ticas que se acumulan debajo del Preb√©tico corresponden al ‚ÄúDominio Intermedio‚ÄĚ o unidades intermedias del Subb√©tico.
 
Una idea de los enormes desplazamientos que sufren algunas unidades subb√©ticas, nos la proporciona el hecho de que son las Unidades subb√©ticas externas las que en numerosas ocasiones contactan e incluso cabalgan al propio Preb√©tico. Esto quiere decir que el Dominio subb√©tico externo, ha sobrepasado y cabalgado a las Unidades intermedias antes de llegar al Preb√©tico, esto supone desplazamientos, y por tanto acortamientos hacia el Norte, de entre 20 y 40 Km, seg√ļn la zona.



Edad de las Deformaciones de la Zona Prebética


Las primeras deformaciones registradas por las rocas se producen cuando la plataforma marina se fragment√≥ al final del Jur√°sico Inferior, hace 180 millones de a√Īos. Entonces se produjeron una serie de fallas o fracturas que afectaron tanto al basamento como a la cobertera sedimentaria que estaba form√°ndose. Estas fallas normales o de extensi√≥n que afectan a tan diversos materiales y alcanzan gran profundidad son frecuentes en los m√°rgenes continentales tipo atl√°ntico y reciben el nombre de fallas l√≠stricas. En el corte geol√≥gico de la Sierra de Castril, que presentamos m√°s abajo, podemos observar una de estas grandes fallas que afecta tanto a la cobertera sedimentaria como al basamento. N√≥tese c√≥mo esta falla l√≠strica 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 l√≠stricas que se generaron hace 180 millones de a√Īos, se reactivaron muy recientemente, hace poco menos de 7 millones de a√Īos.

A partir del final del Jur√°sico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de a√Īos, se produce una emersi√≥n parcial de la cuenca de sedimentaci√≥n preb√©tica, por lo que son frecuentes y prolongadas en el tiempo las lagunas estratigr√°ficas, por ausencia de dep√≥sitos. Es a partir de este momento cuando se diferencian los dominios: Preb√©tico Interno y Externo, siendo este segundo el que queda emergido, al estar m√°s pr√≥ximo al borde de la placa ib√©rica.

Los cabalgamientos y plegamientos se inician a principios del Mioceno medio, hace unos 16 millones de a√Īos, por lo que podemos decir que en comparaci√≥n con la edad de la Tierra (unos 4.750 m.a.), estas deformaciones son muy recientes. Estas estructuras indican compresi√≥n seg√ļn una direcci√≥n Sureste-Noroeste. El fotomontaje que se muestra a continuaci√≥n muestra el cabalgamiento que existe en las cercan√≠as del Nacimiento del r√≠o Castril, n√≥tese como los materiales m√°s antiguos montan o cabalgan a los m√°s modernos:
 
 
 
 
 
Es evidente que la energ√≠a necesaria para el plegado y la fracturaci√≥n del Preb√©tico, procede la orog√©nesis de la Cordillera B√©tica, si bien la intensidad de la fuerza de empuje no fue grande, ya que la mayor parte de la energ√≠a de la colisi√≥n fue absorbida por la Zona Subb√©tica y las Unidades Intermedias, como veremos en el siguiente cap√≠tulo. Otro conjunto de fallas importantes, que se generan al final de esta fase, son aquellas que poseen un plano m√°s o menos vertical y que provocan desplazamientos en la horizontal, son las conocidas como fallas de salto en direcci√≥n o de ‚Äúdesgarre‚ÄĚ, que pueden observarse en el mapa general de la zona.
 
 
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La mayor√≠a de las fallas normales o de extensi√≥n, son a√ļn m√°s 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 relajaci√≥n de las rocas despu√©s de haber cesado el estr√©s compresivo de la etapa anterior. La fase de distensi√≥n que genera estas fallas normales y la elevaci√≥n del conjunto de la Cordillera B√©tica se inici√≥ hacia al comienzo del Mioceno superior , hace tan s√≥lo 7 m.a.

En conclusi√≥n podemos decir que la Zona Preb√©tica ha sufrido tres etapas de deformaci√≥n importantes, pero la primera bastante separada en el tiempo, con respecto a las dos √ļltimas.
 
  • La primera etapa de extensi√≥n consisti√≥ en la fragmentaci√≥n de la amplia plataforma marina, poco profunda, que se extend√≠a hace 180 millones de a√Īos por lo que entonces era el margen continental del Sur de la placa ib√©rica. Esta fragmentaci√≥n produjo una profundizaci√≥n de la cuenca marina, especialmente en el Preb√©tico externo, en donde se acumularon grandes espesores de sedimentos durante todo el Mesozoico (Jur√°sico medio a Cret√°cico superior). Esta etapa se ha interpretado como un proceso de Rifting.
  • La segunda etapa comienza a mostrar los primeros s√≠ntomas en tiempos muy recientes, ya en el Mioceno medio, hace unos 14 millones de a√Īos. No obstante, la mayor√≠a de los cabalgamientos y pliegues son posteriores al Mioceno superior (Tortoniense superior hace unos 7,5 millones de a√Īos). Es una etapa de compresi√≥n y fue provocada por la colisi√≥n entre las Zonas Externas e Internas, dando lugar a plegamientos y cabalgamientos en la Zona Preb√©tica, que pierden intensidad conforme nos separamos del frente de colisi√≥n entre la Zona Preb√©tica y Zona Subb√©tica, salvo en el √°rea 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 m√°s pr√≥ximos 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 deformaci√≥n, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kil√≥metros) y desplazamiento, que afectan de forma importante a la Zona Preb√©tica en los extremos del arco (Hell√≠n y Pozo Alc√≥n). ¬†
  • Finalmente, desde hace unos 7,5 millones de a√Īos hasta la actualidad, se produce una etapa de descompresi√≥n motivada por la elevaci√≥n de la Cordillera B√©tica que da lugar a multitud de peque√Īas fallas normales y la reactivaci√≥n alguna de las fallas l√≠stricas del Jur√°sico inferior. En el siguiente fotomontaje puede observarse un conjunto de fallas distensivas en relevos (n√≥tese la verticalidad de las capas y el resalte entre los materiales blandos del Mioceno superior y los m√°s duros o competentes del Mioceno medio).
 
 
 
Un hecho rese√Īable es que todas estas etapas de deformaci√≥n ocurrieron en ambiente submarino, ya que la elevaci√≥n hasta los casi 2.400 msnm que presenta, por ejemplo, el pico de La Sagra, se ha producido en los √ļltimos 5,3 millones de a√Īos, 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 implicaci√≥n los materiales pl√°sticos, altamente deformables del Tri√°sico superior. Estos han permitido un despegue generalizado, a gran profundidad, de la cobertera sedimentaria con respecto al basamento de la placa ib√©rica. Por lo tanto podemos decir que estos materiales han funcionado como un ‚Äúlubricante natural‚ÄĚ, 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 ‚ÄúS‚ÄĚ, si fuera de tipo ‚ÄúZ‚ÄĚ, la vergancia ser√≠a en direcci√≥n Sureste. Esta caracter√≠stica de la forma de los pliegues es de suma importancia para determinar la procedencia de la fuerza de empuje que gener√≥ 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 Subb√©tica cabalgar sobre la Zona Preb√©tica. Sin embargo esto no quiere decir que el desplazamiento de las unidades subb√©ticas, presentes en este corte geol√≥gico, haya sido peque√Īo, nada m√°s lejos de la realidad. Hay que tener en cuenta que entre el Preb√©tico y Subb√©tico de este corte no aparecen las Unidades Intermedias, esto quiere decir que las Unidades subb√©ticas han cabalgado a las intermedias en toda su extensi√≥n lo que puede representar unos 20 Km de desplazamiento y probablemente bastante m√°s que esa distancia. Como veremos en el siguiente cap√≠tulo, las Unidades intermedias aparecen muy fragmentadas y con poca extensi√≥n, debido justamente a que se encuentran siempre cabalgadas por las unidades Subb√©ticas.¬†
 
 
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