Geodiversidad del PN Sierras de Cazorla, Segura y Las Villas

Historia Geológica

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Relieves kársticos en el valle del Río Segura. Foto: Geoiberia.

El Parque Natural Sierras de Cazorla, Segura y Las Villas forma parte de La Cordillera Bética, uno de los macizos de La Cordillera Alpina, un gran cinturón orogénico que pertenece a un ámbito geográfico y geológico más amplio aún, la Cadena Alpino-Himalaya, que se extiende desde China hasta la Península Ibérica y es el resultado de los complejos procesos de colisión entre las placas Euroasiática, Africana, Índica y Arábiga que han dominado esta zona durante los últimos 100 millones de años, aunque la mayor parte de las colisiones tuvieron lugar hace tan sólo 30 millones de años.

La configuración actual de la Península Ibérica y sus márgenes continentales son el resultado de su evolución geodinámica, principalmente desde la formación del Macizo Ibérico, hace unos 300 millones de años, hasta la actualidad. Esta evolución está regida por un conjunto de procesos íntimamente ligados a la tectónica global y que se podrían resumir en dos:

Formación de Pangea, a finales del Paleozoico, que reunió la mayor parte de las masas emergidas en un único continente, Pangea, rodeado de un gran océano, Panthalassa.

Fragmentación de Pangea, que comienza en el Mesozoico y continúa en la actualidad, gracias principalmente a la apertura del océano Atlántico y la individualización de las placas euroasiática y africana.

Las rocas que conforman el Parque Natural, con excepción de algunos afloramientos paleozoicos en la zona Noroeste de la Sierra de Segura, empiezan a depositarse al comienzo de la fragmentación de Pangea, que marca el inicio del Ciclo Alpino, hace unos 250 millones de años y que abarca todo el Mesozoico y el Cenozoico.

TRIÁSICO. 252-201 millones de años

El supercontinente Pangea estaba rodeado de un gran océano, Panthalassa, que presentaba un conjunto de penetraciones marinas. Cuando empieza la rotura de Pangea, uno de estos brazos oceánicos comienza a separar de nuevo un conjunto septentrional (Laurasia) de otro meridional (Gondwana), formándose el Mar de Tethys. Podemos situar a Iberia en esta época en el extremo occidental de este antiguo brazo de mar y entre estas dos grandes masas continentales.

Las zonas adyacentes a los márgenes continentales comenzaron a sufrir esfuerzos distensivos, que en el caso de Iberia están íntimamente relacionados con la apertura del Océano Atlántico y el Mar de Tethys.

Esta etapa distensiva produjo la formación en el Triásico, hace entre 252 y 201 millones de años, de grandes fosas tectónicas o rifts donde se depositaron gran cantidad de materiales procedentes de la desmantelación de los relieves variscos formados durante la unión de Pangea a finales del Paleozoico.

12 Triasico inferior medio 240Triásico Inferior-Medio, 240 millones de años

Fruto de la erosión del Macizo Ibérico, que en Andalucía constituye Sierra Morena, comienzan a depositarse en un dominio de aguas muy someras los primeros sedimentos que formarán el actual Parque Natural, arenas y arcillas continentales con algunas intercalaciones de calizas marinas someras o de naturaleza evaporítica. Esta zona costero-continental sufría invasiones y retiradas continuas del mar que originaban de forma esporádica depósitos de calizas con restos fósiles. A finales del Triásico se instala un clima árido que dio lugar a la formación de arcillas y margas con yesos evaporíticos muy característicos de esta época y que denotan un ambiente árido.

Este proceso duró aproximadamente hasta el principio del Jurásico, hace unos 200 millones de años, época en la que Iberia era prácticamente una penillanura rodeada de cuencas oceánicas con sedimentación marina.

JURÁSICO. 201-145 millones de años

El Jurásico comienza con una fase de rifting que marca realmente el inicio del margen continental sudibérico. A partir de esta época, este área constituyó un dominio de plataforma adyacente al continente - borde meridional de la Meseta - con depósito predominante de materiales carbonatados resultado de la acumulación de caparazones y esqueletos marinos en el fondo del mar, sin olvidar que a ésta también accedieron sedimentos terrígenos procedentes del Macizo Ibérico, que en algunas épocas pudieron expandirse por la mayor parte del dominio.

Esta plataforma carbonatada se extendía por todo el ámbito del Mediterráneo occidental, con unas dimensiones tan elevadas que no existe ningún modelo actual de magnitud comparable, aunque sus características son bastante similares a la actual plataforma carbonatada de las Bahamas.

Durante el Jurásico Inferior -201 a 174 millones de años-, se depositaron en esta plataforma marina calizas con crinoides y dolomías muy típicas de esta edad y que hoy afloran principalmente en las sierras de Cazorla y Las Villas y en la Cuerda de Beas en la Sierra de Segura. La línea de costa se encontraba aproximadamente en Sierra Morena actual, por lo que la zona del Parque Natural era, por así decirlo, la más cercana al continente, intercalándose en los sectores más próximos a éste niveles de influencia continental de margas y arcillas con yesos.

Esta plataforma pericontinental estaba adosada a un margen continental estable y aunque en un principio era más bien uniforme, irán diferenciándose en ella distintos dominios con características sedimentarias diferentes a lo largo del todo el Jurásico y Cretácico.

14 Jurasico inferior 200Jurásico Inferior, 200 millones de años

La extensión del Tethys y la rotura de Pangea provocan el nacimiento del Océano Atlántico, comenzando a separar los actuales continentes de Europa, América y África. El Mar de Tethys fue haciéndose progresivamente más profundo y en la zona del ámbito actual del Parque comenzaron a diferenciarse dos áreas dentro de la plataforma:

El Prebético Externo, la zona de plataforma más externa, estaba más cerca del continente y sus sedimentos, aunque en su mayor parte son de naturaleza caliza, presentan más depósitos terrígenos procedentes de las zonas emergidas. La zona Oeste de la Sierra de Segura, la Sierra de Las Villas y la Sierra de Cazorla representan estas zonas de plataforma externa.

El Prebético Interno, la plataforma interna, más alejada del continente y que daba paso al talud continental, fue el lugar de depósito de calizas y margocalizas, ampliamente representadas en las sierras de Segura y el Pozo.

En el Jurásico Medio -174 a 163 millones de años-, se depositan grandes potencias de calizas oolíticas y pisolíticas que hoy se encuentran dolomitizadas con abundantes restos fósiles de lamelibranquios y gasterópodos, resultado del depósito en una plataforma somera con menos influencia de terrígenos continentales.

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Esquema de la Cuenca Bética en el Jurásico. Imagen: Geoiberia.

A principios del Jurásico Superior, hace unos 160 millones de años, se depositan calizas nodulosas con ammonites y esporangios en mar abierto, y margas y margocalizas con ammonites, que denotan un medio marino con influencia pelágica. Pero unos millones de años después, la regresión marina del Kimmeridgiense Medio, produce nuevamente el depósito de calizas oolíticas y pisolíticas en un medio de plataforma somera y deja amplios sectores del Prebético Externo emergidos.

Desde esta época y durante la mayor parte del Cretácico Inferior todo el Prebético Externo y algunas de las áreas más someras del Prebético Interno quedaron por encima del nivel de las aguas marinas, sometidas a erosión.

CRETÁCICO. 145-66 millones de años

Durante el Cretácico la Península se encontraba latitudinalmente dentro de los trópicos, con un clima cálido y húmedo con alta pluviosidad. Las fluctuaciones del nivel del mar dejaban en ocasiones amplias zonas de la plataforma externa emergida, algunas de las cuales no volverán a quedar sumergidas de nuevo bajo las aguas. Como es de esperar, esas fluctuaciones motivaron que la separación entre las zonas externa e interna de la plataforma cambiara sin cesar y que en la zona de costas el tipo de ambiente fuese variado de unos sitios a otros. El clima tropical y un marco tectónico distensivo muy activo, se unieron para originar una extensa plataforma somera con una morfología muy variada y accidentada, donde se desarrolló una gran diversidad, con abundancia de organismos que presentaban alta capacidad de colonizar ambientes destruidos.

Durante el Cretácico Inferior son frecuentes los sedimentos detríticos que llegaban a la zona costera arrastrados por los ríos que erosionaban el viejo continente. La historia sedimentaria de la Zona Prebética durante esta época es compleja, con múltiples variaciones de medios sedimentarios marinos someros y de llanuras de mareas.

El Prebético Externo estuvo gran parte del tiempo emergido, sometido a erosión. En esta zona costera se desarrollaron ambientes salinos con depósitos de evaporitas en las zonas menos profundas, rocas carbonatadas en épocas de subida del nivel del mar o arenas y arcillas en épocas de bajada y sedimentos de zonas palustres (antiguos manglares) muy ricos en materia orgánica.

17 Cretacico inferior 120
Cretácico Inferior, 120 millones de años


Sin embargo en el Prebético Interno se depositan, como consecuencia de fenómenos de subsidencia diferencial ligada a la inestabilidad tectónica, un potente paquete de calizas de gran uniformidad litológica en una amplia plataforma submareal con arrecifes y barreras bioclásticas, entre las que se intercalan niveles margosos, más abundantes con el tiempo. Posteriormente se depositan una alternancia de calizas y margas con algunos niveles de conglomerados con cantos ferruginosos, en donde se reconoce un ciclo sedimentario que se inicia en la zona submareal y termina en la supramareal, con desarrollo de grietas de desecación. Hacia la parte más interna del Prebético Interno se forman depósitos submareales con influencia pelágica, que presentan tintínidos y ammonites.

A veces, la reactivación del continente producía la erosión de enormes cantidades de sedimentos que entraban a la plataforma llegando a colmatarla en algunos puntos. Entre estas fases destaca la del final del Cretácico Inferior, hace unos 100 millones de años, cuando la cuenca sedimentaria sufrió cambios importantes debidos a la individualización de un nuevo surco subsidente en el dominio de las zonas del talud continental y a la llegada de abundantes materiales detríticos. Estos cambios fueron simultáneos a los que se presentan en todos los bordes del Macizo Ibérico y que dieron lugar al depósito de las «Facies Utrillas» en varias zonas de la Península Ibérica. En la Zona Prebética, amplios sectores van a quedar cubiertos por arenas, areniscas y margas abigarradas de estas facies, como prolongación de las que afloran en el Dominio Ibérico. El límite sur de tales facies es una línea que pasa por el Embalse del Tranco, Jumilla y Yecla.

A partir de esta época, comienza el Cretácico Superior y los sedimentos se hacen más uniformes. La Zona Prebética queda bajo el dominio de un mar epicontinental en el que se deposita dolomías con grandes orbitolinas planas y lamelibranquios y sobre estos, sedimentos carbonatados de mar restringido hacia las áreas marginales y marinas de plataforma, con algunos ammonites en las áreas internas. 17 Cretacico superior 90
Cretácico Superior, 90 millones de años

PALEÓGENO. 66-23 millones de años

Desde  finales del Cretácico y durante gran parte del Cenozoico, el movimiento relativo entre las placas de África y Europa, entre cuyas masas continentales se situaba la cuenca marina con corteza oceánica del Mar de Tethys, provocó el acercamiento entre éstas, consumiendo por subducción la totalidad del fondo oceánico existente entre ambas y provocando el cierre del Tethys y el choque entre las masas continentales de ambas placas, así como el de un conjunto de microplacas y bloques continentales que se extendían entre ambas, entre las que se encontraba la microplaca Ibérica. Estos esfuerzos compresivos deformaron principalmente las zonas donde la litosfera era menos gruesa y como es de esperar esto coincide con las cuencas marinas, con litosfera adelgazada, principalmente las que bordeaban Iberia por el Norte y el Sur. Una de las microplacas que se encontraban entre estas masas de tierra, originalmente situada en el Norte de África junto a Libia, comenzó a migrar en dirección a la Península, plegando los materiales depositados en el lecho marino, que pasaron a constituir las Zonas Externas de la Cordillera Bética y del Rif Africano. Entre ambos quedó, como empotrada, esta microplaca, que constituye hoy las Zonas Internas de la Cordillera Bética. La evolución geodinámica de la cuenca originó una plataforma cada vez más somera y progresivamente emergida, siendo sometida a procesos intensos de erosión, por lo que la cantidad de sedimentos de esta época es mucho más escasa.

En el Prebético Externo no afloran los materiales del Paleógeno, hace 66 a 23 millones de años, pero en el Prebético Interno sí están presentes, siendo principalmente sedimentos marinos de edad Eoceno, destacando los cantos negros ricos en materia orgánica, asociados a caliches, depositados en ambientes marginales, con zonas palustres o de marismas, en los que abundan las algas, los gasterópodos o las bacterias cianofíceas, aunque sucesivas transgresiones marinas den lugar de nuevo al depósito de sedimentos marinos.

En esta época, dominaba una flora tropical de clima cálido y húmedo, con bosques de laurisilva de plantas con hojas lustrosas y siempre verdes muy abundantes

En el Eoceno -56 a 33 millones de años- la distribución de las placas a nivel mundial originó el inicio de las glaciaciones, lo que unido a la dinámica de la zona mediterránea motivó la aparición del bosque mediterráneo, así como la distribución actual de las especies. Desde entonces, la evolución del bosque mediterráneo ha estado sujeta a los cambios paleogeográficos acontecidos.

Las condiciones ambientales comenzaron a cambiar, se formó el casquete Antártico y el clima comenzó a volverse más frío y seco, debido sobre todo a que la apertura del Océano Atlántico cambió la circulación de las masas de agua oceánica, poniendo en contacto las de ambos Polos. Bajo estas nuevas condiciones, en las zonas más secas, se desarrollaban especies de plantas que serían ancestros de nuestra flora.

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Eoceno, 50 millones de años

 

NEÓGENO. 23-2,6 millones de años

La etapa de margen continental convergente, iniciada a comienzos del Paleógeno, terminó con la colisión continental en el Mioceno -23 a 5 millones de años- Los cambios paleogeográficos más significativos de Andalucía ocurrieron durante el Mioceno Inferior y el inicio del Mioceno Superior.

Durante los 185 millones de años anteriores, estos es, desde el inicio del Jurásico (hace 201 Ma) hasta el Mioceno (hace 23 Ma), la línea de costas estuvo en el borde sur del Macizo Ibérico y el mar ocupó el resto. En este intervalo de tiempo, desde el Mioceno Inferior hasta el inicio del Mioceno Superior, tuvo lugar la colisión continental, la formación de la Cordillera Bética como una cadena montañosa emergida y la individualización de las Depresiones Neógenas, lo que implica notables y constante cambios de la línea de costas.

El plegamiento principal que formó el Parque Natural tuvo lugar durante el Mioceno, con un estilo tectónico alpino con predominio de pliegues, cabalgamientos y fallas con abundantes escamas tectónicas. Son frecuentes los diapiros del Triásico Superior y las inyecciones salinas en los núcleos de los pliegues y en las escamas. Los sedimentos comenzaron a ser comprimidos, deformados, fracturados y apilados en unidades tectónicas hasta emerger, en un lento proceso que comenzó hace 25 millones de años y continúa en la actualidad.

El Mioceno Superior se inaugura con depósitos marinos someros de plataforma muy restringida, resultado de una gran transgresión marina, muy poco desarrollados sobre el Parque Natural, donde abundan también los depósitos deltaicos, aluviales, fluviales y lacustres. Al final del Mioceno Superior, hace 6,5 Ma, el mar se retiró de las cuencas intramontañosas más separadas de las líneas de costas actuales, pasando a ser cuencas endorreicas.

23 Mioceno medio 17 13
Mioceno Medio, 17-13 millones de años

 

La bajada eustática del nivel del mar, debida a la formación de masas de hielo y a la Orogenia Alpina, originó la unión del continente europeo con África a través de la Península Ibérica y con Asia gracias a la cuenca del Mar Tirreno. Hace entre 7 y 5 millones de años el Mar Mediterráneo quedó aislado y sufrió una evaporación tal que podría decirse que se desecó casi en su totalidad, lo que permitió la migración de elementos faunísticos y florísticos entre los tres continentes. Esta etapa migratoria, que duró aproximadamente 1 millón de años, originó un aumento en la diversidad de las especies continentales mediterráneas, que se enriquecieron con elementos africanos y asiáticos.

A comienzos del Plioceno, -5,3 a 2,6 millones de años- el entorno mediterráneo presenta una estructura similar a la actual, con el estrecho de Gibraltar reabierto, por donde fluyeron las aguas hasta volver a llenar la cuenca del Mediterráneo. El ambiente es ya típicamente continental y se comienzan a formar en esta edad los travertinos, canchales de tipo periglacial y las brechas de clima frío que pueden observarse en muchas zonas del Parque Natural.

CUATERNARIO. 2,6 millones de años - actualidad

Durante el Cuaternario, que abarca los últimos 2,6 millones de años, se produce el levantamiento generalizado de gran parte de Andalucía, originando el encajamiento de la red fluvial  y la disposición de la línea de costas actual.

Durante el Pleistoceno la alternancia de épocas glaciares, con intensos períodos fríos, e interglaciares, con temperaturas más suaves, han modelado el relieve actual del Parque.

24 Pleistoceno 25Pleistoceno, 2,5 millones de años

Desde el Holoceno, hace 11.700 años, la red fluvial actual queda definitivamente estructurada y el depósito de los sedimentos se limita a las zonas de inundación de los ríos actuales.

25 actualHoloceno, actual

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