Cordillera Bética

En sentido geográfico, este conjunto de montañas se extiende desde el Golfo de Cádiz hasta las costas meridionales de la Comunidad Valenciana y Baleares. Al Norte limitan con la cuenca del Guadalquivir y con el borde meridional del Macizo Ibérico y Sistema Ibérico, mientras que en el borde Sur se localiza el Mar de Alborán. Sin embargo, al igual que ocurre con el Pirineo, en sentido geológico, se extiende más allá de los límites geográficos, prolongándose hacia el Sur por debajo del Mar de Alborán y hacia el Noreste parte de sus estructuras se continúan sin interrupción por el fondo del Mediterráneo y parte del promontorio balear hasta la isla de Mallorca.

La Cordillera Bética, en Iberia, y la Cordillera del Rif, en el Norte de África, forman el segmento más occidental del orógeno alpino mediterráneo. Estas dos cordilleras se encuentran actualmente separadas por la cuenca neógena de Alborán y se localizan entre dos zócalos variscos, el Ibérico al Norte y el africano al Sur.

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Campos de dolinas, Cordillera Bética. Foto: Geoiberia.


Esta cordillera se formó como consecuencia del régimen compresivo que comenzó a finales del Cretácico, hace unos 100 millones de años, y que afectó principalmente a los bordes Norte y Sur de la placa Ibérica. Su estructura y evolución posterior es compleja, ya que resulta de la interacción de dos grandes placas y de un bloque continental, la microplaca de Alborán que constituye hoy las Zonas Internas de esta cordillera, que se desplazó hacia el Oeste y que finalmente colisionó contra los márgenes mesozoicos de Iberia y Noroeste de África, formando la Cordillera Bético-Rifeña.

A nivel cortical, el hecho más destacable es que no se detecta una raíz notable bajo la cordillera como ocurre con otros orógenos alpinos, ya que aunque se observa cierto engrosamiento de la corteza, no se superan en ningún caso los 40 km. La falta de una raíz cortical y litosférica clara puede explicarse si se supone que lo que observamos hoy es sólo una parte de una gran orógeno que se localizaba más al E y que por una serie de procesos geodinámicos fue parcialmente desmembrado, de forma que parte de este orógeno estaría sumergido bajo el Mar Mediterráneo. Otro hecho destacable es el rápido adelgazamiento que se observa hacia la zona costera donde el espesor de la corteza se sitúa en torno a los 20-22 km, continuándose el adelgazamiento hacia el interior de la cuenca de Alborán, donde se alcanzan valores mínimos en torno a los 15 km.

Este concepto de dominio cortical, así como los criterios petrológicos y estructurales, ha llevado a distinguir tanto en la Cordillera Bética como en el Rif dos grandes zonas o dominios diferenciados y separados por un contacto tectónico, que tienen además un origen paleogeográfico distinto.

  • Dominio Sudibérico o Zonas Externas. Son distintas en ambas cordilleras y están formadas por rocas mesozoicas y cenozoicas cabalgadas y plegadas sin metamorfizar, que se corresponden con los sedimentos de la cuenca marina del Tethys.
  • Dominio de Alborán o Zonas Internas. Compuestas por un apilamiento de mantos de corrimiento con materiales esencialmente metamórficos, cuyo origen está relacionado con la migración de la microplaca Apúlica o de Alborán, localizada más al Este.

Además de estas grandes zonas se diferencian:

  • Surco de los Flyschs del Campo de Gibraltar, al que no se le atribuye la entidad de "dominio" por desconocerse el tipo de corteza sobre la que se sitúa. Es común a ambas cordilleras, continuándose a ambos lados del Estrecho de Gibraltar.
  • Depresiones Terciarias Postorogénicas. Están rellenas de sedimentos neógenos y cuaternarios, producto de la erosión de los relieves circundantes. Se diferencian cuencas marginales a la cordillera -Depresión del Guadalquivir- y otras intramontañosas -Depresión de Granada, Guadix-Baza, Almería-Sorbas, Vera-Cuevas de Almanzora y Murcia principalmente-.
  • Vulcanismo Neógeno-Cuaternario. Está representado en la zona de Cabo de Gata y Murcia y corresponde a manifestaciones volcánicas postorogénicas relacionadas con la tectónica reciente.

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Esquema simplificado de la Cordillera Bética. Imagen: Geoiberia.

Zonas Externas o Dominio Sudibérico

Son rocas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas, en su mayoría de origen marino, formadas en la cuenca del Mar de Tethys del borde continental del Sur de Iberia, con sedimentación hasta el plegamiento alpino. Ocupan una gran extensión en la cordillera y representan un intervalo de tiempo que va desde el Trías, hace 250 millones de años, hasta el Mioceno.

Presentan una estructura caracterizada por un despegue generalizado entre el zócalo (paleozoico varisco) y la cobertera deformada (pliegues, fallas y mantos de cabalgamiento), en los que el Trías arcilloso y evaporítico actúa como material de despegue y los cabalgamientos tienen vergencia general hacia el Norte. El zócalo paleozoico no aflora, permaneciendo a una profundidad de 5-8 km y está formado por rocas análogas a las del Macizo Ibérico. Reconstruyendo la posición original de las unidades se estima una cuenca origen con una extensión horizontal 2-3 veces mayor que la actual.

Se observan deformaciones de diferente edad. Durante el Jurásico se produce una inestabilidad tectónica que produce la compartimentación de la cuenca marina del Tethys en zonas morfológicamente diferenciadas. Durante el Cretácico se inician los cabalgamientos, que continúan durante el Paleógeno. La última y principal etapa de la deformación se produce en el Mioceno, dando lugar al levantamiento general de la cordillera.

Según la naturaleza de los materiales y el grado de deformación hay de 2 a 3 zonas bien diferenciadas:

  • Prebético, con rocas depositadas en medios someros -plataforma continental, costeros, etc.-, que durante el Mesozoico representaba la zona más cercana al continente, constituido por el Macizo Ibérico.
  • Subbético, con rocas depositadas en medios profundos a partir del Jurásico Inferior, que representa la zona de depósito marino más alejada del continente, con sedimentos de cuenca oceánica y eventualmente rocas volcánicas efusivas durante el Mesozoico.
  • Entre ambos se reconocen en algunas zonas las cUnidades Intermedias, correspondientes a los sedimentos depositados en el talud continental, turbiditas ligadas al depósito en abanicos submarinos y que localmente pueden alcanzar espesores considerables. Tienen características propias con importantes variaciones laterales, cabalgando sobre el Prebético y cabalgados por el Subbético.

ZONA PREBÉTICA

Es la más septentrional, situada inmediatamente al Sur del Paleozoico de Sierra Morena. Su mayor desarrollo lo alcanza al Este, entre Jaén y Alicante -sierras de Cazorla, Segura y las Villas, Alcaraz, Hellín...- y en las Baleares -Mallorca e Ibiza-. Hacia el Oeste, entre Jaén y Cádiz, está poco desarrollada, quedando cubierta por los mantos subbéticos y por el Mioceno del Valle del Guadalquivir. Sus rocas mesozoicas presentan en algunas zonas características estratigráficas comunes con los del Sistema Ibérico, estableciéndose su límite por la dirección dominante de los ejes de los pliegues.

Durante la mayor parte de su historia geológica, Jurásico y Cretácico, constituyó un dominio de plataforma marina poco profunda adyacente al continente, con depósito predominante de sedimentos carbonatados, aunque accedieron también sedimentos terrígenos procedentes del continente -Macizo Ibérico- que en algunos puntos pudieron expandirse por la mayor parte del dominio. En función de su cercanía al continente se diferencian una parte más externa y otra más interna:

  • Prebético Externo. Es la zona más próxima al continente, con más influencia de éste en forma de aportes terrígenos y que a partir del Cretácico estuvo en su mayor parte emergida.
  • Prebético Interno. Representa la zona más alejada del continente, con menos influencia de terrígenos. Tiene sedimentación marina desde el Jurásico Inferior hasta el Cretácico Superior. La potencia de las rocas son mayores que en el Prebético Externo, lo que indica además un aumento de la subsidencia hacia las zonas más internas de la plataforma.

El Paleógeno está poco representado, siendo principalmente rocas marinas del Eoceno. En las partes más próximas al continente aparecen episodios de sedimentación continental o de interrupción sedimentaria debido a emersiones. El Mioceno es ya claramente postorogénico, discordante sobre todo lo anterior, marino o salobre hacia el Este y continental hacia el Oeste, hasta enlazar con el Valle del Guadalquivir, donde vuelve a ser marino.

El plegamiento principal tuvo lugar durante el Mioceno, hace unos 20 millones de años, con un estilo tectónico alpìno con predominio de pliegues agudos y vergentes hacia el Norte, con abundantes escamas tectónicas, cabalgamientos y fallas, sin que existan grandes mantos de corrimiento. Son frecuentes los diapiros del Triásico superior y las inyecciones sa!inas en los núcleos de los pliegues y en las escamas.

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Calares en ell Prebético de la Cordillera Bética. Foto: Geoiberia.

ZONA SUBBÉTICA

Ocupa una posición intermedia que alcanza su mayor desarrollo hacia el Oeste, mientras que hacia el Este pierde importancia, pues queda cubierta por los mantos de las Zonas Internas y el Neógeno de la Cuenca de Murcia.

En toda esta zona no aflora el Paleozoico y el Mesozoico está representado a partir del Jurásico inferior por sedimentos, en general de origen pelágico y profundo, del la cuenca marina del Mar de Tethys, del que constituiría el extremo más occidental. Son por lo general sedimentos marinos alejados de costa, con poca o nula influencia detrítica continental, representados en su mayor parte por margocalizas y margas, en muchos casos constituidos mayoritariamente por multitud de microorganismos -foraminíferos y radiolarios-, con intercalaciones esporádicas de rocas volcánicas básicas procedentes de erupciones submarinas. Se detecta aquí una evolución estratigráfica y paleogeográfica equivalente a la de los márgenes continentales pasivos.

Aparecen dentro del Subbético tres zonas, que están claramente diferenciadas en el Jurásico, donde se observan dentro de la cuenca marina una serie de surcos y umbrales debidos a fracturaciones en el zócalo, relacionadas con la localización hacia el Sur de una zona de rifting. Estas zonas son de más cercanas a más lejanas al continente:

  • Subbético Externo o septentrional. Sedimentos depositados en zonas de umbrales o altos pelágicos muy alejados de la costa, en la cuenca marina, con escasa subsidencia. Abundan las calizas nodulosas con facies ammonítico rosso.
  • Subbético Medio. Sedimentos depositados en zonas de surcos, con alta subsidencia y desarrollo de potentes paquetes de sedimentos pelágicos profundos, como margas radiolaríticas, calizas con sílex y turbiditas calcáreas.
  • Subbético Interno o meridional. Sedimentos depositados en zonas de umbrales con escasa subsidencia, muy pelágicos y poco profundos, con desarrollo de calizas nodulosas ammonítico rosso. Dentro de esta zona algunos autores consideran una porción occidental netamente diferente de las demás, el Penibético, un dominio meridional con rocas pelágicas e importantes lagunas estratigráficas en el borde del margen de las Zonas Externas.

A partir del Cretácico Inferior, la morfología de la cuenca se vuelve más uniforme y el tipo de sedimentación también, siendo muy frecuentes las margas y calizas margosas. Es muy notoria la inestabilidad de la cuenca durante el Cretácico Inferior, con el desarrollo de brechas y pliegues intraformacionales. Estas condiciones perduraron con escasas variaciones durante el Paleógeno, también marino, pelágico y margoso. En el Oligoceno Superior-Mioceno, se producen las principales etapas de deformación del plegamiento alpino y las rocas, aunque marinas, denotan menor profundidad y condiciones regresivas.

Su estilo tectónico es de grandes mantos cabalgantes hacia el Norte, superpuestos entre sí y cabalgando sobre el Prebético o el Neógeno de la antefosa del Gualdalquivir, que en algunos casos llegan a alcanzar superposiciones tectónicas plurikilométricas; también son frecuentes los pliegues y las fracturas. El Subbético aparece disectado por accidentes transcurrentes de gran salto en dirección que son los responsables, en gran parte, de la notable fragmentación y discontinuidad tectónica que muestran sus materiales.

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Torcal de Antequera,Penibético de la Cordillera Bética. Foto: Geoiberia.

Zonas Internas o Dominio de Alborán

Ocupa la posición más meridional de la Cordillera Bética y se extiende desde Estepona (Málaga) por el Oeste hasta el Cabo de Santa Pola, entre Murcia y Alicante, por el Este.

El dominio paleogeográfico origen de las Zonas Internas se encontraba más al Este, formando parte de la microplaca de Alborán o Mesomediterránea. Al irse cerrando el Paleotethys, esta microplaca, desgajada del NE de África, fue migrando lateralmente gracias a movimientos transformantes. En las Zonas Internas aparecen rocas paleozoicas que provienen de esta microplaca que fueron plegadas inicialmente durante la Orogenia Varisca, erosionadas y reactivadas de nuevo durante la Orogenia Alpina.

Las Zonas Internas presentan pocas rocas mesozoicas y por lo general corresponden a sedimentos depositados alrededor o en la microplaca durante su etapa de migración y emplazamiento. El Triásico es diferente al resto de la Cordillera Bética, su parte basal es detrítica, pero el resto es dolomítica. El Jurásico y Cretácico son rocas carbonatadas. En general, faltan sedimentos del Paleógeno, a excepción de algunos retazos del Eoceno discordantes sobre los mantos. El Neógeno, especialmente el Mioceno Superior, es ya postorogénico y fosiliza los mantos, presentándose como cuencas interiores más o menos extensas o como una orIa costera continua, que en la región del Cabo de Gata está asociada con efusiones volcánicas. El metamorfismo regional del ciclo alpino afecta a las rocas paleozoicas y en algunos casos a las Triásicas, lo que unido a las importantes deformaciones alpinas, hace que su historia sea difícil de desvelar.

Con base en la posición tectónica y el grado de metamorfismo, se han delimitado tres grandes unidades o complejos, formados por rocas fundamentalmente paleozoicas que se manifiestan en tres grandes mantos de cabalgamiento superpuestos, con frecuentes mantos dentro de ellos; son el Complejo Nevado-Filábride, el Complejo Alpujárride y el Complejo Maláguide, en orden de superposición del más profundo al más superficial. Algunos autores consideran independientes de estos complejos a las Unidades de la Dorsal y Predorsal. Estos mantos de cabalgamiento fueron desarrollados y emplazados durante la Orogenia Alpina y en algunos casos han sufrido desplazamientos de varios centenares de kilómetros.

  • Complejo Nevado-Filábride. Aflora en el núcleo de Sierra Nevada y la Sierra de los Filabres y son rocas metamórficas -micasquistos grafitosos con cuarcitas intercaladas, anfibolitas, gneises y mármoles- muy deformadas y con esquistosidad generalizada, con varios mantos de corrimiento que producen duplicaciones tectónicas, atribuidas al Paleozoico Superior y localmente al Triásico. Aparecen mineralizaciones de óxidos de hierro en los mármoles y de cobre y plomo.
  • Complejo Alpujárride. Alcanza su mayor desarrollo en las Alpujarras, aunque también está muy desarrollado en la serranía de Ronda -Rondaides-, donde presenta intrusiones de peridotitas, rocas ultrabásicas procedentes de una antigua dorsal oceánica. La mayoría de las rocas son filitas y micasquistos que han sufrido varias etapas de metamorfismo, atribuidas al Precámbrico y Paleozoico; pero en algunas zonas hay potentes capas de calizas y dolomías del Triásico depositadas en medios marinos someros con frecuentes episodios de llanuras de mareas y lagoon. Constituye un gran manto de corrimiento que cabalga sobre el Complejo Nevado-Filábride, con una estructura interna muy compleja, con diversas unidades dentro de él, que cabalgan unas sobre otras. Aparecen yacimientos de magnetita y mineralizaciones de cromo y níquel en las peridotitas de Ronda; yacimientos de sulfuros de zinc, plomo, óxidos de hierro, manganeso y fluorita en las dolomías del Trías alpujárride.
  • Complejo Maláguide. Se desarrolla sobre todo en las sierras de Málaga y es la unidad tectónica superior que cabalga sobre las anteriores. Está integrado por rocas sedimentarias paleozoicas poco o nada metamorfizadas, sobre todo arcillosas y detríticas, que incluyen formaciones calcáreas del Silúrico al Devónico Inferior. Sobre ellas aparecen conglomerados permo-triásicos y calizas y margas mesozoicas y cenozoicas depositadas en zonas marinas.

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Parque Nacional de Sierra Nevada, Vista del pico Veleta desde la cima del Mulhacén. Foto: Carlos Serra (GFDL).

Unidades del Campo de Gibraltar

En el Sur de la provincia de Cádiz, y también en el Norte de África, aparecen rocas sedimentarias alóctonas que no pueden incluirse en las zonas anteriores. Son un conjunto de mantos de corrimiento y escamas superpuestos completamente desenraizados, del Cretácico y Paleógeno, depositados en su mayoría por corrientes de turbidez -flysch- en medio marino, tanto en abanicos submarinos como en la llanura submarina, que se intercalan con sedimentos lutíticos y margosos marinos pelágicos.

El área de procedencia y el mecanismo del movimiento son objeto de discusión, aunque se acepta generalmente que proceden de regiones localizadas más al Este, ocupadas actualmente por el Mar Mediterráneo -Mar de Alborán y la llanura abisal de Baleares-.


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Flysch del Campo de Gibraltar. Foto: Antonio Castellano Torrejón.

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