sur de la provincia de Córdoba y sur de

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Sobre la Geología Histórica del Susbbético
Externo (sur de la provincia de Córdoba y sur de
Jaén).
José Miguel Molina.
Introducción.
En este trabajo se trata sobre la evolución sedimentaria
de un sector del margen meridional de la placa ibérica desde
su individualización (Triásico) hasta su deformación (Mioceno
inferior-medio).El Subbético Externo forma parte de las Zonas
Externas de la Cordillera Bética, dentro de los dominios
alpinos
mediterráneos,
conjunto
de
cadenas
montañosas
deformadas principalmente durante el Oligoceno y Mioceno y
que rodean al Mediterráneo occidental o antiguo Tethys ligur.
La cuenca subbética se situaría al S de la placa ibérica que
se encontraba en el área de comunicación entre el protoAtlántico y la Mesogea, de modo que su evolución está
estrechamente sujeta a la cinemática del Atlántico y
consecuentemente a los movimientos relativos de la placa de
África respecto de la placas Ibérica y Europea. Estos
movimientos ponen de manifiesto la existencia de dos
accidentes mayores, fallas transformantes, uno localizado al
N de África (que limitaria África e Iberia) y otro hacia la
posición actual del Pirineo, que separaría Iberia de
Europa.De acuerdo con Olivet et al. (l982) se pueden
diferenciar
a
grandes
rasgos
tres
episodios
en
los
movimientos relativos de África e Iberia: 1) hasta mediados
del Jurásico superior, régimen esencialmente trasformante
sinistro; 2) desde el Jurasico superior
al Aptiense,
movimiento con componente en la dirección transformante unas
cuatro veces mayor que la componente de separación; y 3) a
partir del Aptiense el movimiento es fundamentalmente de
separación.
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La evolución del margen ibérico de la Cordillera Bética
de acuerdo con Vera (1988) fue análoga a la de otros márgenes
alpinos. Durante el Mesozoico tuvo una evolución propia de un
margen pasivo, con algunas fallas transformantes importantes
que lo afectaban. A partir del Paleoceno pasó a ser un margen
convergente y en Mioceno inferior-medio tuvo lugar la
colisión continental (Vera,1988).
Gran falla del Mojón de Cabra
Las unidades subbéticas muestran una estructura de
fallas, pliegues, cabalgamientos y mantos de corrimiento en
la cobertera, despegada del zócalo paleozoico hercínico no
aflorante. El principal nivel de despegue lo constituyen los
materiales triásicos de facies Keuper. Esta estructura de
pliegues y cabalgamientos, que llega a dar mantos de
corrimiento,
muestra
una
vergencia
general
hacia
el
nornoroeste, debida en gran parte a la colisión continental
del "bloque de Alborán" (Andrieux et al., 1971). El
acortamiento mínimo de la corbertera en las Zonas Externas de
la Cordillera Bética, debido a su estructura es del 50% al
66% según estiman Azema et al. (1979). Esta estimación se ha
calculado por datos de geología de superficie exclusivamente.
Para poder realizar una estimación más precisa sería
necesario disponer de datos de geología del subsuelo, en
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especial sísmica, que permitiesen la elaboración de cortes
compensados sobre una base suficientemente segura. A partir
de los datos expresados se puede decir que la anchura
originaria de este margen sería de unos 200 a 250 km. Su
longitud (alargamiento paralelo al borde del continente)
supera los 600 km en la parte que corresponde a la Península
Ibérica (Vera, 1988). La continuidad de este margen alpino
queda enmascarada actualmente debido a los siguientes
factores (Vera, 1988): a) Por los desplazamientos laterales
acaecidos en la etapa de colisión continental, que hacen que
se coloquen adyacentes, y a veces superpuestos, materiales
que
originalmente
ocupaban
posiciones
en
margenes
continentales separados entre sí por áreas con fondos
oceánicos. b) Por la posible desparición total de materiales
de antiguas cortezas oceánicas, debido a efectos de la
subducción, de manera que no afloren, y que su existencia
haya que deducirla por criterios indirectos. c) Por los
movimientos laterales que ocasionaron (durante el Mioceano)
el desplazamiento y rotación antihoraria del bloque de
Córcega y provenzal. d) Por la acción de importantes fallas
transformantes durante el Mesozoico que modificaron la
morfología del margen y enfrentaron lateralmente áreas con
sustrato
de
corteza
oceánica
con
otras
de
corteza
continental. e) Por la acción de fallas de salto en dirección
durante el Miozeno inferior-medio, que producen acercamientos
de
materiales
que
originariamente
ocupaban
posiciones
distantes.
Así pues, un problema fundamental que se plantea a la
hora de establecer la reconstrucciones Palinspásticas viene
dado por la estructura existente en mantos de corrimiento,
para los cuales no es posible dilucidar las magnitud de las
traslaciones, dificultad que aumenta en tener en cuenta los
desplazamientos trascurrentes tardíos. Así, resulta muy
dificil o imposible reconstruir la posición exacta original
de los elementos desplazados por los movimientos tectónicos.
A veces, intentos de reconstruir la cuenca sedimentaria
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parten de las similitudes estratigráficas entre unidades
tectónicamente individualizadas, para alinearlas según la
directriz del plegamiento, lo que da lugar a que se utilice
una probable conclusión (ubicación paleogeográfica) como
argumento a la hora de establecer la evolución de la cuenca
sedimentaria.
De
acuerdo
con
las
principales
características
estratigráficas
y
posición
tectónica
de
las
unidades
analizadas Molina (1987) propuso una división del dominio
subbético externo en el sector central y occidental de las
cordilleras béticas en tres subdominios: 1) Subbético externo
septentrional (Unidades del Camarena-Lanchares y de GrajalesMentidero); 2) Subbético externo medio (Unidades de Gaena y
del Ahíllo); 3) Subbético externo meridional (Unidades del
Lobatejo-Pollos y del Ventisquero). La situación de estos
tres subdominios en el sector central de la cordillera bética
se encuentra en la figura 1.
En la figura 2 se establecen las correlaciones entre las
principales
series
estratigráficas
en
las
unidades
estudiadas, donde pueden verse las diferencias entre las
series de los tres subdominios considerados. Las diferencias
estratigráficas se situan principalmente en el Lías MedioSuperior, Dogger y Cretácico Medio. Puede tambien observarse
la
diferencia
clara
con
otras
series
más
potentes
meridionales y consecuencias radiolaríticas típicas de surco
e intercalaciones de rocas igneas en el Subbético Medio. La
localización de cada serie de este panel de correlaciones se
encuentra en la figura 1. A partir de esta última figura se
ha realizado una reconstrucción Palinspástica con la posición
original de las unidades de modo que en las figuras 3 a 8 se
esquimatiza su evolución sedimentaria.
Evolución de la cuenca sedimentaria.
Los materiales más antiguos reconocidos son del Triásico
y constituyen (en especial los Triásico Inferior) el
principal nivel de despegue de la cobertera. Los materiales
triásicos presentan las facies que se han denominado
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"Germano-Andaluzas" por su semejanza al Triásico del Centro
de Europa, aunque con algunos rasgos peculiares como la mayor
presencia de evaporitas y de rocas volcánicas y subvolcánicas
básicas.
En
el
sector
estudiado
aparecen
claramente
representadas las facies Muschelkalk y Keuper. No ocurre lo
mismo con el Buntsandstein, aunque hay algunos afloramientos
de margas, lutitas y evaporitas, sin las facies detríticas
típicas, que se le podrían atribuir por su posición
estratigráfica. Muestran características propias de dominios
intracontinentales, con depósitos fluviocosteros, lacustres,
deltaicos y marinos someros. Después de la plataforma
carbonatada
somera
del
Ladiniense
(Muschelkalk)
se
sobreimpone en un evento regresivo un cortejo sedimentario
fluviocostero durante el Keuper inferior. Los ambientes de
depósito más significativos son los de salt marsh, salt pans,
lagunas y charcas evaporíticas, integrados dentro de una
extensa
llanura
lutítica
(mud
flat).
Lateralmente
se
relacionan con la zona intermareal, lagunas saladas y
albuferas. Y sobre estos ambientes de depósito se sobreimpone
-interdigitándose y "contaminándolos"- un sistema fluvial
arenoso efímero que esporádicamente llega hasta el mar. Los
factores más significativos que controlan estos ambientes de
depósito son el clima -cálido y seco, con estaciones húmedas, las ingresiones marinas y el viento, y de modo más
indirecto la tectónica (Pérez-López y López-Chicano, 1989).
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Lavas almohadilladas en Venta
erupción volcánica submarina
Valero,
producto
de
una
A comienzo del Lías sobre las facies Keuper del Triásico
germano-andaluz se instaló una plataforma carbonatada marina
somera. En esta plataforma, de gran extensión, se depositó la
Formación Gavilán, principalmente en un ambiente de llanura
de mareas, poco energético, submareal somero a intermareal
con episodios supramareales. En algunas áreas de la
plataforma existirían también pequeños sectores deprimidos
con
alguna
sedimentación
pelágica.
Habría
notables
variaciones de subsidencia, que controlarían esencialmente
las variaciones laterales de espesor para el conjunto de la
formación (ver figuras 3A y 4).
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Caliza con arcillas versicolores de la Cañada del Hornillo,
roca de una época de transición entre el Triásico y el
Jurásico
En el Carixiense superior-Domeriense inferior tuvo lugar
un cambio importante que constituyó el paso a un auténtico
margen continental de tipo atlántico. En este momento se
produce una ruptura y hundimiento de la plataforma,
coincidiendo con una fase de apertura del Atlántico y con una
etapa
de
ascenso
del
nivel
del
mar
global,
hace
aproximadamente 180 millones de años. A partir de este
momento se diferenciaron una serie de bloques con subsidencia
diferencial que evolucionaron independientemente a lo largo
del Mesozoico. No obstante los bloques sobre los que se
depositaron las unidades estudiadas siguieron una evolución
bastante similar a lo largo del resto del Mesozoico,
caracterizados en el Mesozoico por un predominio de las
facies someras y la abundancia de discontinuidades y lagunas
estratigráficas, en un ambiente de umbral generalmente poco
subsidente. El modelo sería similar al de otros márgenes
continentales pasivos del Mesozoico, no deformados por la
tectónica alpina como el situado en el océano Atlántico al O
de Galicia, con el zócalo continental fracturado y dividido
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en bloques de 10 a 30 km de anchura y longitud de 60 a 100
km, limitados por fallas lístricas. Cada bloque estaría
ligeramente basculado y presentaría una parte hundida donde
se desarrollarían secuencias más potentes, con mayor tasa de
sedimentación por tanto, y una parte elevada donde las
secuencias serían menos potentes y habría abundantes lagunas
y discontinuidades estratigráficas.
A partir del Domeriense medio se generalizó la
sedimentación de tipo pelágico (Formación Zegrí) en las
cuatro unidades más septentrionales de las estudiadas (ver
figuras 3B y 5). En las dos unidades más meridionales
(Lobatejo-Pollos y Ventisquero) no hay pruebas de que esta
sedimentación pelágica haya tenido lugar durante el Lías
medio-superior; en su lugar habrían existido una o más fases
de emersión, de modo que los materiales de la Formación
Gavilán
y
otros
suprayacentes,
si
los
hubo,
fueron
erosionados en una o varias etapas, aunque parece más
probable lo segundo dada la ausencia aparente de materiales
edáficos y/o bauxitas, que favorecerían la hipótesis de una
etapa de emersión única de larga duración. No se descarta la
posibilidad de que algunas áreas de estas dos unidades
durante el Domeriense medio-Aaleniense hubieran permanecido
sumergidas, constituyendo en este último caso márgenes
bypass, en los que la acción de corrientes impediría la
acumulación permanente de sedimento.
Durante el Domeriense medio-Toarciense inferior tuvo
lugar la sedimentación pelágica en una cuenca poco energética
de características comunes para las cuatro unidades más
septentrionales
(ritmita
pelágica
compuesta
por
una
alternancia de calizas margosas y margas). Hacia el
Toarciense superior-Aaleniense probablemente en relación con
una etapa de descenso del nivel del mar se generaliza en
estas cuatro unidades el depósito de una secuencia de escasa
velocidad de sedimentación de calizas margosas de facies
Ammonítico Rosso margoso.
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A partir dle Bajociense inferior se produce una notable
diferenciación de la sedimentación en las distintas unidades,
en relación con una nueva etapa de ascenso del nivel del mar
que continuó hasta el Bathoniense medio. Así en las unidades
septentrionales se instaló una sedimentación muy somera
(Formación Camarena) en un ambiente de plataforma; esta
plataforma en el Bathoniense tendría una suave inclinación
hacie el E y SE, de modo que sus partes más elevadas, que
constituirían el margen de la misma, se situarían hacie el
NE, mientras que hacia el E y S se dispondría una rampa
carbonatada sin cambio de pendiente brusco (ver figuras 3C y
6). Hay que tener en cuenta sin embargo que dentro de esta
rampa carbonatada existirían, distribuidas más o menos
irregularmente, áreas más deprimidas, como se ha observado en
la Unidad de Grajales-Mentidero. En ésta, hacia el centro de
la unidad se disponen las facies más someras mientras que
hacia el SO y SE se sitúan las más profundas. La cuenca
tendría un clima tropical o subtropical, de modo que en
algunos puntos del margen de la plataforma llegaron a
proliferar los corales. En las unidades de Gaena y Ahillo, la
Formación Veleta del Bajociense es la continuación hacia el S
de la plataforma carbonatada de la Formación Camarena,
constituyendo un ambiente de rampa carbonatada profunda. En
las unidades del Lobatejo-Pollos y Ventisquero durante el
Bajociense
inferior
se
fosilizan
los
paleorelieves
carbonatados del Lías inferior, de modo que tienden a
cubrirse primero las zonas más deprimidas mientras que en las
partes más elevadas la sedimentación se restringe al relleno
de cavidades y fisuras con materiales pelágicos (diques
neptúnicos).
A partir del Bajociense superior se homogeniza la
sedimentación en las cuatro unidades meridionales, con el
depósito de facies Ammonítico Rosso bajo condiciones de baja
velocidad de sedimentación. En las unidades del CamarenaLanchares y Grajales-Mentidero la sedimentación en régimen de
plataforma somera continuó hasta el Bathoniense medio; en
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este momento una fase de deformación en régimen de desgarre
sinistro provocó la fracturación dela plataforma carbonatada
del Dogger en las dos unidades septentrionales. Localmente,
en relación con el desmantelamiento de los escarpes de falla,
se produjo el depósito de brechas sinsedimentarias que
jalonan la discontinuidad a techo de las calizas de la
Formación Camarena. En algunos sectores estas dos unidades
quedaron emergidas originándose un relieve kárstico (ver
figuras 3D y 7). Posteriormente este relieve kárstico fue
fosilizado a partir del Calloviense por calizas pelágicas de
facies
Ammonítico
Rosso
con
muy
baja
velocidad
de
sedimentación, de modo que en las partes más elevadas la edad
de la fosilización que comenzó por el relleno de las
cavidades y fisuras (diques neptúnicos) fue en general más
moderna
que
en
las
partes
paleotopográficamente
más
deprimidas.
Caliza nodulosa de la facies ammonitico rosso del camino del
Navazuelo
Al final del Malm la cuenca correspondiente al Subbético
Externo quedó bastante homogeneizada, constituyendo un umbral
sobre el que se depositaban materiales pelágicos de facies
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Ammonítico Rosso, con muy baja velocidad de sedimentación.
Localmente existirían pequeñas irregularidades topográficas a
partir de las cuales se producirían sedimentos redepositados
(figuras 3E y 8).
En el Berriasiense superior, probablemente en relación
con otra etapa de ascenso del nivel del mar y mayor
subsidencia de la cuenca, se implantó una sedimentación
pelágica bastante uniforme, de mayor profundidad y velocidad
de sedimentación (Formación Carretero) con características
comunes para todas las unidades estudiadas, sin embargo
subsistirán irregularidades de fondo a favor de las cuales se
podrían producir depósitos gravitacionales. Las deformaciones
sinsedimentarias de la cuenca ligadas al diapirismo y/o
reactivación de antiguas fallas jurásicas dieron lugar a una
morfología compleja con algunos surcos subsidentes (Unidad
del Ventisquero) y otros sectores para los cuales hubo
emersiones entre el Aptiense-Albiense inferior (Unidad del
Camarena-Lanchares) probablemente en relación con una etapa
de descenso del nivel del mar. En la Unidad del Ventisquero
localmente se originaron depósitos de radiolaritas, facies
euxínicas con gran contenido en materia orgánica, turbiditas
y conglomerados (Formación Carbonero). Después del depósito
de esta formación localmente pudo haber una etapa de erosión
importante que afectó a la Formación Carbonero y a la
Formación Carretero. Después durante el Senoniense tendería a
uniformizarse la cuenca con el depósito de la formación Capas
Rojas y Quípar-Jorquera con sedimentación pelágica de escasa
energía y baja tasa de sedimentación.
Los materiales terciarios de estas unidades están en
general
muy
mal
representados.
Litológicamente
pueden
diferenciarse los siguientes tramos de muro a techo: 1)
Conglomerados y brechas de base formados por cantos de rocas
de edad mesozoica con escasa matriz margosa; 2) Areniscas
calcáreas bioclásticas, con intercalaciones margosas hacia la
parte superior; y 3) Margas arenosas, el contacto de este
tramo
conel
anterior
es
gradual
de
modo
que
van
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desapareciendo
las
intercalaciones
calcareníticas
progresivamente al tiempo que incrementa la presencia de los
niveles margosos. Estos materiales se sitúan discordantemente
sobre los mesozoicos y su edad está comprendida entre el
Oligoceno superior y el Mioceno medio. Existe por tanto una
importante laguna estratigráfica entre el Paleoceno y el
Oligoceno superior.
Con objeto de precisar la evolución tectosedimentaria y
sobre todo la edad de los cabalgamientos se han estudiado
particularmente los sedimentos terciarios implicados en el
contacto entre los mantos de corrimiento superior (compuesto
por las unidades de Gaena y Lobatejo-Pollos) como posterior
al Burdigaliense superior. El cabalgamiento del manto de
corrimiento inferior (Unidad del Camarena-Lanchares) sobre
las Unidades Intermedias habría sido posterior al Langhiense
superior-Serravalliense (Molina, 1987).
La evolución tectosedimentaria del Subbético Externo del
S de la provincia de Córdoba durante el Terciario podría
esquematizarse
del
siguiente
modo:
1)
Durante
el
Burdigaliense se produciría el emplazamiento de la Unidad del
Camarena-Lanchares sobre las Unidades Intermedias. 2) En el
Mioceno medio se reanudaría la sedimentación pelágica en una
pequeña cuenca al N del frente de cabalgamiento. La formación
de esta cuenca pudo venir condicionada en gran parte por la
actuación de fallas verticales con una cierta componente de
desgarre en dirección aproximada N-S. 3) Durante el Mioceno
medio-superior tendría lugar una nueva traslación de parte al
menos de la Unidad del Camarena-Lanchares, pero en este caso
el nivel de despegue fundamental parece haber sido en una
parte del frente de cabalgamiento el tramo margoso del Lías
medio-superior. Como resultado se produjo el emplazamiento de
olistolitos en la cuenca sedimentaria al tiempo que
continuaba la sedimentación margosa del Mioceno medio (RuizOrtiz, Molina y Vera, 1986). 4) Con posterioridad la erosión
en condiciones subaéreas daría lugar al relieve actual.
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La primera de estas dos etapas de deformación podría
corresponder con la etapa orogénica intraburdigaliense muy
bien representada en el ámbito subbético (ver RodríguezFernández,
1982,
p.
182),
causante
del
cese
de
la
sedimentación subbética y del acercamiento de las Zonas
Internas ya estructuradas a las Zonas Externas, y la segunda
etapa podría corresponder a la etapa postserravalliense
(Rodríguez-Fernández, 1982, p. 184) que resulta responsable
del emplazamiento definitivo dle frente subbético y produce
el cabalgamiento hacia el N del complejo tectosedimentario
del Guadalquivir.
A modo de conclusión, de acuerdo con la interpretación
propuesta, después de la ruptura de la plataforma carbonatada
liásica, esta parte de la cuenca subbética se mantuvo durante
una parte del Cretácico como un umbral o alto fondo que a su
vez tendría una topografía irregular, con áreas que llegaron
a emerger localmente. Este umbral ha sido muy sensible a las
fluctuaciones del nivel del mar, con cambios muy importantes
en la tasa y tipos de sedimentación lo que nos ha permitido
reconocer importantes discontinuidades estratigráficas, cuyo
origen se relaciona con cambios del nivel del mar y factores
tectónicos locales.