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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.

 

 

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…

 

                    -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.).

 

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.

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.

 

 

 

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:

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:

 

 

 
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.

 

 

 
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.