| 24 de Septiembre de 2009 | | LA ZONA PREBÉTICA | | GEOLOGÍA | Jose Antonio Díaz | | | | |  | | 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: - LA ZONA PREBÉTICA (Introducción)
- ESTRATIGRAFÍA, PALEOGEOGRAFÍA E HISTORIA GEOLÓGICA
- EL PREBÉTICO EXTERNO E INTERNO
- ESTRUCTURA Y POSICIÓN DE LA ZONA PREBÉTICA EN LA CORDILLERA BÉTICA
- EDAD DE LAS DEFORMACIONES
- CORTES GEOLÓGICOS COMENTADOS:
-Corte geológico de la Sierra de La Sagra -Corte geológico de Sierra Seca y el río Castril
LA ZONA PREBÉTICACorresponde 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.  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. 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 externoLa 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 externoEn 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 BéticaComo hemos comentado anteriormente, los materiales prebéticos constituyen la cobertera sedimentaria más próxima al margen continental de la placa ibérica. Esta cobertera está más o menos despegada del basamento a nivel del Triásico, especialmente del Triásico superior, ya que está formado por rocas muy plásticas como arcillas, sales y yesos. Estos materiales son fácilmente identificables en el campo por sus abigarrados colores, desde el morado hasta el verde-azulado, pasando por diversos tonos de rojo. Son rocas poco competentes y bastante dúctiles han servido como lubricante para el desplazamiento (mediante cabalgamientos ) del resto de la cobertera mesozoica, mucho más resistente a la deformación. La fuerza de empuje que produjo estas estructuras se originó mediante la colisión entre los materiales del Dominio Ibérico ( Zonas externas) y los del Dominio de Alborán ( Zonas internas), durante la orogénesis o formación de la Cordillera Bética. En el siguiente mapa geológico pueden verse la disposición de las diferentes zonas y algunas de las estructuras de deformación más importantes del área. También se localizan los cortes geológicos que mostraremos en el siguiente capítulo del presente artículo.
No obstante los desplazamientos de los cabalgamientos observados en el Prebético son de pequeña magnitud, siendo raros los que superan los 5 Km. Lo que sí es evidente es que el desplazamiento de estos, es mayor en el Prebético interno y en especial cerca del contacto con la Zona Subbética, en donde pueden alcanzar hasta los 15 Km. La cobertera está plegada con poca intensidad, sin embargo, en las cercanías del contacto con la Zona Subbética, sí es posible observar pliegues apretados y de magnitud kilométrica. En el siguiente fotomontaje puede verse el gran pliegue anticlinal, que forman los materiales del Cretácio inferior, localizado en Sierra Seca (consultar corte geológico de La Sierra de Castril, al final de este artículo).  Es muy importante reseñar que los afloramientos de la Zona Prebética son escasos y muy discontinuos al oeste de Pozo Alcón. Su localización más occidental se encuentra en la población jienense de Martos. A partir de aquí, la Zona Prebética desaparece debajo de los materiales que rellenan la depresión del río Guadalquivir.
La estructura de la Zona Prebética que se va a describir recorre un corte transversal , de Norte a Sur, de las Sierras de Cazorla, Sierra de Segura y el contacto con la Zona Subbética. Cabe advertir que los cortes geológicos varían sensiblemente de una sección a otra, como podremos ver más adelante. Las secciones geológicas que se muestran son de los autores reseñados bajo cada uno de los gráficos, con modificaciones y a veces simplificaciones que hacen a nuestro entender más fácil la comprensión para el lector.
1.- Área Norte o de la Sierra de Cazorla En general la Zona Prebética presenta un plegamiento parecido al que muestra el fuelle de un acordeón, si bien los pliegues van perdiendo amplitud conforme nos acercamos al Macizo Hespérico ( Sierra Morena). En esta zona, el plegamiento, es sustituido progresivamente por escamas o cabalgamientos de escaso desplazamiento, con vergencia Norte, o lo que es lo mismo, deslizamiento hacia Sierra Morena. El origen de estas escamas está relacionado con el efecto de “frenado” que ejerce el basamento sobre el desplazamiento de una cobertera de poco espesor. Puede observarse el escaso desarrollo del Cretácico, por lo que esta zona corresponde, en gran parte, al Prebético externo.
2.- Área central o de la Sierra de Segura En la Sierra de Segura se desarrollan unos cabalgamientos de sentido inverso a los que hemos visto en la ilustración anterior (área de Cazorla), es decir los materiales se desplazan hacia el Sur o Zona Subbética de la Cordillera Bética. Sin embargo y como ya hemos mencionado anteriormente, estos desplazamientos son de muy escasa entidad. Como veremos en otras secciones, estos retrocabalgamientos son sustituidos por un plegamiento suave “en acordeón”. Estas son respuestas mecánicas de acomodación de las rocas ante la falta de espacio físico en donde acumular un gran volumen de materiales, que es empujado sistemáticamente desde el Sur-Sureste.  . 3.- Área Sur o de colisión con la Zona SubbéticaEn 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 PrebéticaLas primeras deformaciones registradas por las rocas se producen cuando la plataforma marina se fragmentó al final del Jurásico Inferior, hace 180 millones de años. Entonces se produjeron una serie de fallas o fracturas que afectaron tanto al basamento como a la cobertera sedimentaria que estaba formándose. Estas fallas normales o de extensión que afectan a tan diversos materiales y alcanzan gran profundidad son frecuentes en los márgenes continentales tipo atlántico y reciben el nombre de fallas lístricas. En el corte geológico de la Sierra de Castril, que presentamos más abajo, podemos observar una de estas grandes fallas que afecta tanto a la cobertera sedimentaria como al basamento. Nótese cómo esta falla lístrica afecta a una de las superficies de cabalgamiento, de edad muy posterior a la falla. Esto indica sin lugar a dudas que algunas de las fallas lístricas que se generaron hace 180 millones de años, se reactivaron muy recientemente, hace poco menos de 7 millones de años. A partir del final del Jurásico (durante el Kimemeridgiense), hace unos 145 millones de años, se produce una emersión parcial de la cuenca de sedimentación prebética, por lo que son frecuentes y prolongadas en el tiempo las lagunas estratigráficas, por ausencia de depósitos. Es a partir de este momento cuando se diferencian los dominios: Prebético Interno y Externo, siendo este segundo el que queda emergido, al estar más próximo al borde de la placa ibérica. Los cabalgamientos y plegamientos se inician a principios del Mioceno medio, hace unos 16 millones de años, por lo que podemos decir que en comparación con la edad de la Tierra (unos 4.750 m.a.), estas deformaciones son muy recientes. Estas estructuras indican compresión según una dirección Sureste-Noroeste. El fotomontaje que se muestra a continuación muestra el cabalgamiento que existe en las cercanías del Nacimiento del río Castril, nótese como los materiales más antiguos montan o cabalgan a los más modernos:  Es evidente que la energía necesaria para el plegado y la fracturación del Prebético, procede la orogénesis de la Cordillera Bética, si bien la intensidad de la fuerza de empuje no fue grande, ya que la mayor parte de la energía de la colisión fue absorbida por la Zona Subbética y las Unidades Intermedias, como veremos en el siguiente capítulo. Otro conjunto de fallas importantes, que se generan al final de esta fase, son aquellas que poseen un plano más o menos vertical y que provocan desplazamientos en la horizontal, son las conocidas como fallas de salto en dirección o de “ desgarre”, que pueden observarse en el mapa general de la zona.
 . La mayoría de las fallas normales o de extensión, son aún más recientes, pues suelen cortar las superficies de cabalgamiento y a los pliegues (Ver corte de Sierra de Castril). Estas fallas son el resultado de la relajación de las rocas después de haber cesado el estrés compresivo de la etapa anterior. La fase de distensión que genera estas fallas normales y la elevación del conjunto de la Cordillera Bética se inició hacia al comienzo del Mioceno superior , hace tan sólo 7 m.a. En conclusión podemos decir que la Zona Prebética ha sufrido tres etapas de deformación importantes, pero la primera bastante separada en el tiempo, con respecto a las dos últimas. - La primera etapa de extensión consistió en la fragmentación de la amplia plataforma marina, poco profunda, que se extendía hace 180 millones de años por lo que entonces era el margen continental del Sur de la placa ibérica. Esta fragmentación produjo una profundización de la cuenca marina, especialmente en el Prebético externo, en donde se acumularon grandes espesores de sedimentos durante todo el Mesozoico (Jurásico medio a Cretácico superior). Esta etapa se ha interpretado como un proceso de Rifting.
- La segunda etapa comienza a mostrar los primeros síntomas en tiempos muy recientes, ya en el Mioceno medio, hace unos 14 millones de años. No obstante, la mayoría de los cabalgamientos y pliegues son posteriores al Mioceno superior (Tortoniense superior hace unos 7,5 millones de años). Es una etapa de compresión y fue provocada por la colisión entre las Zonas Externas e Internas, dando lugar a plegamientos y cabalgamientos en la Zona Prebética, que pierden intensidad conforme nos separamos del frente de colisión entre la Zona Prebética y Zona Subbética, salvo en el área de Cazorla en la que se forman multitud de escamas (cabalgamientos de muy corto desplazamiento), como consecuencia del efecto de frenado que ejerce el basamento sobre los materiales más próximos a Sierra Morena y el gran cabalgamiento que monta la Sierra de Segura sobre la Sierra de Cazorla. Al final de esta segunda etapa de deformación, se producen las fallas de desgarre, de gran longitud (decenas de kilómetros) y desplazamiento, que afectan de forma importante a la Zona Prebética en los extremos del arco (Hellín y Pozo Alcón).
- Finalmente, desde hace unos 7,5 millones de años hasta la actualidad, se produce una etapa de descompresión motivada por la elevación de la Cordillera Bética que da lugar a multitud de pequeñas fallas normales y la reactivación alguna de las fallas lístricas del Jurásico inferior. En el siguiente fotomontaje puede observarse un conjunto de fallas distensivas en relevos (nótese la verticalidad de las capas y el resalte entre los materiales blandos del Mioceno superior y los más duros o competentes del Mioceno medio).
Un hecho reseñable es que todas estas etapas de deformación ocurrieron en ambiente submarino, ya que la elevación hasta los casi 2.400 msnm que presenta, por ejemplo, el pico de La Sagra, se ha producido en los últimos 5,3 millones de años, es decir, durante el Plioceno y el Cuaternario. Con mucho han sido las deformaciones compresivas las que más han afectado a todo el conjunto de la Zona Prebética. Se estima que el acortamiento debido a la formación de pliegues y el solapamiento de materiales causado por los numerosos cabalgamientos, es de unos 110 Km, nada más y nada menos. Durante todas estas fases han tenido una importante implicación los materiales plásticos, altamente deformables del Triásico superior. Estos han permitido un despegue generalizado, a gran profundidad, de la cobertera sedimentaria con respecto al basamento de la placa ibérica. Por lo tanto podemos decir que estos materiales han funcionado como un “lubricante natural”, sobre el que se han desplazado y deformado los materiales suprayacentes. Cortes geológicos comentados del Prebético de la provincia de Granada 1.- El Cabalgamiento de la Sierra de La SagraEn 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 | | |
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