Iniciamos el contenido con una descripción de las Cordilleras Béticas.
CORDILLERA BÉTICA
Frecuentemente denominada Cordilleras Béticas, es en sentido geográfico, el conjunto de montañas que se extienden desde el Golfo de Cádiz hasta las costas meridionales del País Valenciano y Baleares. Al N está limitada por la cuenca del Guadalquivir y por el borde meridional del Macizo Ibérico y Sistema Ibérico, mientras que en el borde S 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 S por debajo del mar de Alborán y hacia el NE 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, junto con la Cordillera del Rif (N 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 hercínicos, el Ibérico al norte y el africano al sur.
Al igual que el Pirineo, esta cadena se formó como consecuencia del régimen compresivo que comenzó a finales del Cretácico y que afectó principalmente a los bordes N y S de la placa Ibérica. Sin embargo, a diferencia del Pirineo, su estructura y evolución posterior es mucho más compleja, ya que esta cadena resulta de la interacción de dos grandes placas y de un bloque continental (microplaca de Alborán, actuales Zonas Internas) que se desplaza hacia el O y que finalmente colisiona contra los márgenes mesozoicos de Iberia y NO 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 materiales mesozoicos y cenozoicos cabalgados y plegados sin metamorfizar, que se corresponden con los sedimentos de la cuenca marina que existía.
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 E.
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 materiales neógeno-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 corresponde a manifestaciones volcánicas postorogénicas relacionadas con la tectónica reciente.
ZONAS EXTERNAS O DOMINIO SUDIBÉRICO
Son materiales mesozoicos y cenozoicos, en su mayoría de origen marino, depositados en una cuenca sedimentaria en el borde continental del S de Iberia, con carácter geosinclinal y con sedimentación hasta el plegamiento alpino. Ocupan una gran extensión en la cordillera y representando un intervalo de tiempo que va desde el Trías hasta el Mioceno.
Presentan una estructura caracterizada por un despegue generalizado entre el zócalo (paleozoico hercínico) y la cobertera deformada (pliegues, fallas y mantos de cabalgamiento), en los que el Trías arcilloso-evaporítico actúa como material de despegue y los cabalgamientos tienen vergencia general hacia el N. El zócalo paleozoico no aflora, permaneciendo a una profundidad de 5-8 km y constituido por materiales análogos al 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 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 se diferencian dos zonas bien diferenciadas:
Prebético, con facies depositadas en medios someros, que durante el Mesozoico representaba la zona más cercana al continente, constituido por el Macizo Ibérico.
Subbético, de facies pelágicas a partir del Lías medio, que representa la zona de depósito marino más alejada del continente, con materiales de cuenca oceánica y eventualmente rocas volcánicas efusivas durante el Mesozoico.
Entre ambos se reconocen en algunas zonas las Unidades Intermedias, correspondientes a los materiales del talud continental, con facies por lo general de tipo turbidítico, 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 S del Paleozoico de Sierra Morena. Su mayor desarrollo lo alcanza al E, entre Jaén y Alicante (sierras de Cazorla, Segura y las Villas, Alcaraz, Hellín...) y en las Baleares (Mallorca e Ibiza). Hacia el O, entre Jaén y Cádiz, está poco desarrollada, quedando cubierta por los mantos subbéticos y por el Mioceno del valle del Guadalquivir. Sus materiales mesozoicos 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 constituyó un dominio de plataforma adyacente al continente, con depósito predominante de materiales carbonatados. A esta plataforma accedieron 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 continentes se diferencian dentro de esta zona 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 Lías inferior hasta el Cretácico superior. La potencia de los materiales son aquí mayores que en la zona externa, lo que indica además un aumento de la subsidencia hacia las zonas más internas de la plataforma.
En general, sus sedimentos mesozoicos son de facies de plataforma poco profunda, ya que esta zona debió de corresponder al borde meridional de la Meseta, por lo que presenta episodios detríticos frecuentes en el Cretácico inferior y niveles marinos someros y costeros. El Paleógeno está poco representado, siendo principalmente Eoceno marino. 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.
La región del Algarve portugués presenta características muy parecidas a la zona prebética, con un Mesozoico prácticamente idéntico y que se considera su continuación.
Litológicamente dominan las calizas y dolomías en el Jurásico y Cretácico y los materiales detríticos (areniscas y lutitas) en el Triásico y parte del Cretácico.
El plegamiento principal tuvo lugar durante el Mioceno, con un estilo tectónico alpìno con predominio de pliegues agudos y vergentes hacia el N, 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.
ZONA SUBBÉTICA
Ocupa una posición intermedia que alcanza su mayor desarrollo hacia el O, mientras que hacia el E 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 Lías medio por sedimentos, en general de facies pelágicas y profunda, semejantes a los del geosinclinal del Tethys, del que constituiría el extremo más occidental. Son por lo general materiales 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 S de una zona de rifting. Estas zonas, son de más cercanas a más lejanas respecto al continente:
Subbético externo o septentrional. Zona de umbral, con escasa subsidencia y desarrollo de calizas nodulosas con facies ammonítico rosso (pelágicas poco profundas).
Subbético medio. Zona de surco, con alta subsidencia y desarrollo de potentes facies pelágicas profundas, como margas radiolariticas, calizas con sílex y turbiditas calcáreas.
Subbético interno o meridional. Zona de umbral con escasa subsidencia, muy pelágicas y poco profundas, con desarrollo de ammonítico rosso. Dentro de esta zona algunos autores consideran una porción occidental netamente diferente de las demás, el Penibético, un dominio meridional con facies 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 facies de tipo margoso y calizo-margoso. 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 produce el plegamiento alpino y las facies, aunque marinas, denotan menor profundidad y condiciones regresivas.
Su estilo tectónico es de grandes mantos cabalgantes hacia el N, 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 plegamiento y desarrollo de los mantos se dio durante la orogenia alpina (Oligoceno superior - Mioceno superior), aunque tuvieron lugar otras etapas de deformación anteriores. Durante la sedimentación miocénica se emplazaron los mantos de tal manera que, aunque en una etapa inicial pudieron cubrir al Mioceno a modo de gigantescos olitostromas, éstos quedan cubiertos y fosilizados por el Mioceno más terminal, ya postorogénico.
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.
ZONAS INTERNAS O DOMINIO DE ALBORÁN
También denominada Zona Bética s.s. Ocupa la posición más meridional y se extiende desde Estepona (Málaga) por el O hasta el cabo de Santa Pola, entre Murcia y Alicante, por el E.
El dominio paleogeográfico origen de las Zonas Internas, se encontraba más al este, formando parte, de forma general, de la microplaca de Alborán. Al irse cerrando el Paleotethys, esta microplaca desgajada del NE de África, fue migrando hacia el E lateralmente gracias a movimientos transformantes.
En las Zonas Internas aparecen materiales paleozoicos que provienen de la microplaca de Alborán. Dicho paleozoico, plegado inicialmente durante la orogenía hercínica, fue reactivado durante la orogenia alpina, donde formó tres grandes conjuntos, constituidos por materiales fundamentalmente paleozoicos, que se manifiestan en mantos de cabalgamiento superpuestos, pero desarrollados y emplazados en la orogenia alpina: Complejo Nevado-Filábride, Complejo Alpujárride y Complejo Maláguide, algunos autores consideran independientemente a las Unidades de la Dorsal y Predorsal. En algunos casos han sufrido desplazamientos de varios centenares de kilómetros.
Las Zonas Internas presentan un Mesozoico reducido y por lo general corresponden a los materiales metamórficos depositados alrededor o en la microplaca de Alborán, durante su etapa de migración y emplazamiento. El Triásico de esta zona es diferente al resto de la cordillera ya que su parte basal es detrítica (facies germánica), pero el resto es dolomítica, más parecido a las facies alpinas. El Jurásico y Cretácico son de facies 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. Se presenta como retazos más o menos extensos en el interior (cuencas interiores), 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 los materiales paleozoicos y en algunos casos al Trías, lo que unido a las importantes deformaciones alpinas, hace que su historia se difícil de desvelar..
Con base en la posición tectónica y el grado de metamorfismo, se han delimitado tres grandes unidades o complejos que corresponden a tres grandes mantos de cabalgamiento, con frecuentes mantos dentro de ellos. En orden de superposición del más profundo al más superficial, son los siguientes:
COMPLEJO NEVADO-FILÁBRIDE
Aflora en el núcleo de Sierra Nevada y la Sª de los Filabres y consta de 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 hasta el Triásico. Aparecen mineralizaciones de óxidos de hierro (minas de Alquife) 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 rocas ultrabásicas (peridotitas) procedentes de una antigua dorsal oceánica. Por lo general está constituido por filitas y micasquistos que han sufrido varias etapas de metamorfismo. Se ha atribuido al Precámbrico y Paleozoico, llegando en algunas zonas ha desarrollarse un Triásico muy potente representado por calizas y dolomias depositadas en medios marinos someros con frecuentes episodios de llanuras de mareas y laggon. 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 cinc, 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 corresponde a la unidad tectónica superior cabalgante sobre las anteriores. Está integrado por materiales paleozoicos sedimentarios poco o nada metamorfizados, sobre todo arcillosos y detríticos, que incluyen formaciones calcáreas de edad Silúrico a Devónico inferior. Sobre éstos aparecen conglomerados permo-triásicos y el resto del mesozoico y cenozoico (hasta el Mioceno inferior) está representado por niveles calizos y margosos marinos poco potentes.
UNIDADES DEL CAMPO DE GIBRALTAR
En el S de la provincia de Cádiz (y en el N de Africa) aparecen materiales sedimentarios alóctonos que no pueden incluirse en las zonas anteriores. Son un conjunto de mantos de corrimiento y escamas superpuestos completamente desenraizados, de edad 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 materiales 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 E, ocupadas actualmente por el mar Mediterráneo (mar de Alborán y la llanura abisal de Baleares).
