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 Jaén
Guía de campo
Una Tierra Dinámica: movimientos de ladera, fallas, deslizamientos y vulcanismo submarinos en un i7nerario al S de la provincia de Jaén 7 de mayo de 2016 COORDINAN:
ORGANIZAN:
Departamento
de
Geología
Departamento de Geología
Unidad de Cultura Científica y de la Innovación
AUTORES GUÍA – MONITORES (por orden alfabético):
Rosario Jiménez Espinosa. Editora-Coordinadora
J.M. Castro Jiménez, T. Fernández del Castillo, G. de Gea
Guillén, F.J. García Tortosa, J. Jiménez Millán, J.M. Molina
Cámara, L.M. Nieto Albert, P.A. Ruiz Ortiz, A. Yebra
Rodríguez
FINANCIAN:
Financiado por :
Fundación Española para la Ciencia y la Tecnología –Ministerio
de Economía y Competitividad
Instituto de Estudios Giennenses
Unidad de Cultura Científica + Innovación (Universidad de Jaén)
Facultad de Ciencias Experimentales (Universidad de Jaén)
Geolodía 16.
INTRODUCCIÓN
El itinerario geológico por la zona sur de la provincia de Jaén en dirección a Granada, a lo
largo de la autovía A-44 y la carretera N-323 (Fig. 1), es un recorrido de gran interés geológico para
observar las unidades septentrionales que componen las Zonas Externas Béticas (ZEB). Los
diferentes afloramientos que se visitarán durante el Geolodía 16 tienen una enorme trascendencia
científica y son visitados por investigadores, estudiantes y aficionados a la Geología de forma
continua, al representar ejemplos únicos a nivel nacional e internacional.
Las montañas que se extienden hacia el sur, suroeste y este de Jaén forman parte del
sistema montañoso geológicamente conocido como Zona Externa de la Cordillera Bética (Fig. 2).
Esta cordillera, formada durante la Orogenia Alpina hace aproximadamente unos 14 millones de
años, se alinea en dirección E-NE a O-SO y en ella se diferencian dos grandes Zonas, una más
externa, es decir situada más hacia el norte, más septentrional, que se denomina Zona Prebética y
otra localizada justamente al sur de ésta denominada Zona Subbética (Fig. 3). En la Zona Prebética
predominan los materiales depositados en medios marinos someros e incluso litorales, mientras
que en el Subbético se encuentran sedimentos propios de medios alejados del continente
(pelágicos). Inmediatamente al sur de la ciudad de Jaén y en las sierras que se disponen al este de
La Guardia y Pegalajar, pueden verse los afloramientos más occidentales del Prebético.
En el mapa de la figura 4 y en el corte geológico de la figura 5 se han representado una
unidad aún más septentrional, la Unidad Olistostrómica, perteneciente a la Cuenca del Guadalquivir
y formada por materiales sedimentarios, de edad Mioceno, compuestos por bloques de rocas más
antiguas de unidades meridionales inmersos en una matriz margosa y formados por procesos
gravitacionales.
Parada 1
Parada 2
Parada 3
Parada 4
Figura 1. Mapa topográfico con el
itinerario geológico del Geolodía16.
(Modificado de Google Maps)
N
Parada 5
10 km
2
Geolodía 16.
Siles
La Carolina
Bailén
Beas de Segura
Linares
Villacarrillo
Santiago de la
Espada
N
Úbeda
Andújar
Baeza
Cazorla
Figura 2. Mapa geológico simplificado
de la provincia de Jaén donde se
muestra el itinerario geológico.
Jódar
JAEN
Martos
Itinerario
Geolodía16
Alcaudete
Alcalá la
Real
Pozo Alcón
0
25 km
Borde meridional del Macizo Ibérico
Noalejo
Zonas Externas de la Cordillera Bética
Depresión del Guadalquivir
La Unidad Olistostrómica se dispone sobre la parte más septentrional de las ZEB, es
decir, sobre las unidades prebéticas que aparecen en las inmediaciones de Jaén, La Guardia y
Pegalajar (Figs. 4 y 5)
Al sur del Prebético, se dispone una segunda unidad denominada Dominio Intermedio,
cuyo mejor afloramiento se encuentra en el monte del Jabalcuz y por toda la carretera que se dirige
desde Jaén hacia Los Villares y Valdepeñas de Jaén. El Dominio Intermedio está compuesto por
dolomías y calizas del Jurásico, depositadas en medios marinos muy diversos (Fig. 3). Los
materiales del Cretácico son fundamentalmente margas y margocalizas con algunos episodios
importantes de areniscas. Todos ellos se depositaron también en contextos marinos más
profundos que donde se depositaron los materiales jurásicos y con poca o ninguna influencia del
continente. El Dominio Intermedio se dispone sobre el Prebético por medio de una estructura que
se denomina cabalgamiento, que no es sino una falla inversa, que resulta de un acortamiento de la
corteza, que tiene una inclinación muy baja, muy próxima a la horizontal.
Figura 3. Modelo tridimensional del
margen continental sudibérico
durante el Jurásico (tomado de RuizOrtiz, 2010).
3
Geolodía 16.
Figura 4. Mapa geológico
simplificado de las Zonas Externas
Béticas al sur de la ciudad de Jaén
(Simplificado del Mapa Geológico
a escala 1:200.000, editado por el
IGME en 1970).
LEYENDA
Figura 5. Corte geológico sencillo donde se muestran las relaciones estructurales entre
las diferentes unidades de las Zonas Externas Béticas (Simplificado de los cortes
geológicos de la Fig. 4.16 del libro Geología de España, editado por SGE-IGME en 2004).
4
Geolodía 16.
El Dominio Intermedio es cabalgado a su vez por el Subbético, la más meridional de las
unidades consideradas en nuestro itinerario (Fig. 5). El Subbético puede verse en la Pandera y en
todas las sierras que hay hacia el sur y el este de este monte. En esta unidad afloran también
materiales dolomíticos y calizos en el Jurásico, que, al igual que en el Dominio Intermedio, se
formaron en ambientes diversos, (plataforma similar a la de las Bahamas, elevaciones del fondo
marino o umbrales pelágicos,…; Fig. 3). Es importante destacar que hacia el sur de esta unidad,
intercaladas en las rocas jurásicas, pueden observarse rocas volcánicas submarinas, objeto de
estudio de la parada 5 del itinerario. Los materiales del Cretácico se depositaron también en medios
marinos pelágicos, puntualmente muy inestables, debido a fenómenos sísmicos. Merece destacarse
que las unidades subbéticas situadas en el área comprendida entre Campillo de Arenas, Noalejo y la
Sierra de Montillana muestran una estructura cabalgante sobre otras unidades subbéticas, pero con
un sentido medio de movimiento hacia el sur (Fig. 5)
Todas las unidades consideradas, se disponen sobre unos materiales del Triásico, que
tienen un comportamiento muy plástico y que han favorecido la formación de los cabalgamientos (Fig.
5). Los materiales triásicos, así como una parte de la Unidad Olistostrómica (Fig. 5) se disponen sobre
otros más antiguos, de edad Paleozoico, similares a los que componen Sierra Morena, no afectados
por la Orogenia Alpina, conocidos como Basamento paleozoico.
PARADA 1.
DESLIZAMIENTOS DE LADERA
Movimientos de ladera: descripción y problemática en Jaén
Existen evidencias de actividad de deslizamientos en el margen sur de la depresión del
Guadalquivir en la provincia de Jaén durante el Pleistoceno-Holoceno Superior y en épocas más
recientes. Este sector constituye un frente montañoso activo con dos situaciones tipo: en la
primera, en la que se observa un límite fisiográfico neto, se ponen en contacto tectónico las
unidades prebéticas y subbéticas con los sedimentos de la Cuenca del Guadalquivir; en la
segunda, en la que frente es más difuso, aparecen litologías menos competentes (facies Keuper
del Triásico). En ambos contextos los procesos ligados a la actividad geomorfológica, como los
deslizamientos o la erosión, cobran gran importancia.
Se distinguen tres tipos básicos de movimientos: desprendimientos, deslizamientos y
flujos (Fig. 6). Los desprendimientos están controlados por la litología y la morfología del terreno,
apareciendo en torno a los escarpes rocosos (pendientes > 45º) de rocas carbonatadas de las
distintas unidades subbéticas y prebéticas, (> 1000 m). Los deslizamientos aparecen asociados
a margas, margocalizas y arcillas de las llamadas unidades del Guadalquivir u Olistostrómicas (La
Cerradura). Se localizan a altitudes menores a 1200 m y pendiente entre 10 y 20º. Los flujos se
relacionan con litologías margosas y arcillosas, en las unidades del Guadalquivir (La Guardia).
5
Geolodía 16.
Figura. 6. Cartografía e inventario de movimientos de ladera y evidencias de inestabilidad
recientes (Tomado de Fernández, T.; Sánchez, M.; García, F., Pérez-Varela, F. (2012).
Movimientos en la vertiente del río Guadalbullón en el sector de La Guardia
En esa zona se registran un gran número de evidencias de movimientos de ladera, la
mayor parte de los mismos corresponden a flujos de barro, aunque también aparecen
deslizamientos. Todos ellos se encuentran situados sobre las denominadas Unidades del
Guadalquivir, un conjunto de materiales de estructura compleja, en los que predominan según los
sectores: evaporitas y lutitas del Triásico, margas y arcillas del Cretácico-Paleógeno de afinidad
subbética, o sedimentos margosos-arcillosos del Mioceno Inferior pertenecientes a la cuenca del
Guadalquivir. Dentro de los movimientos de la zona (Fig. 7) destacan dos, ambos visibles desde la
autovía A-44 y a los que se accede por el desvío de la Guardia. El primero de ellos es de tipo flujo
con un escarpe trasero bien desarrollado de unos 2-3 metros en una zona de cabecera cerrada,
que no presenta formas planas ni inclinadas contrapendiente que evidencien mecanismos de
rotación; tampoco se observan escarpes secundarios, aunque sí numerosas grietas y en algún
caso hondonadas donde se acumula agua. La coronación presenta una forma semicircular, con
ciertas evidencias de crecimiento remontante, pero sin grietas traseras más allá de unos pocos
metros; a la coronación la suceden lateralmente dos flancos en los que se observa un ascenso de
la superficie del terreno. La masa o cuerpo principal se encuentra bastante desorganizada, con
abundantes grietas transversales, que termina en un pie bien desarrollado que se extiende ladera
abajo sobre la superficie original del terreno, con el consiguiente resalte en esta zona de
acumulación. El espesor estimado es bastante reducido (probablemente no más de 2 metros), por
lo que dado que la longitud es de unos 175 m, nos proporciona una relación profundidad-longitud
de entorno al 1%, característico de movimientos de tipo flujo.
6
Geolodía 16.
Figura. 7.. Movimientos de ladera en la vertiente del río Guadalbullón en el sector de La
Guardia (Tomado de Fernández, T.; Pérez, J.L.; López, A.; Gómez, J.M.; Sánchez, M.;
Cardenal, F.J., Delgado, J. y Pérez de la Torre, A.M. (2013).
El segundo movimiento, que es el objeto de la parada (Figs. 7 y 8), es igualmente un
movimiento de tipo flujo con una zona de coronación que se sitúa en el entorno de la carretera
entre la población de la Guardia y Jaén. La forma de esta coronación es abierta y presentan un
escarpe bien desarrollado de unos 2-3 metros, con algunos escarpes secundarios por debajo de
la carretera, que no presenta formas planas ni inclinadas contrapendiente que evidencien
mecanismos de rotación; también se observan numerosas grietas y zonas de hondonada donde
se acumula agua. La masa o cuerpo principal se encuentra bastante desorganizada, con
abundantes grietas transversales, presenta una zona de estrechamiento hacia la mitad, a partir de
la cual la masa se extiende hacia abajo y lateralmente, terminando en un pie bien desarrollado que
no produce un resalte notable en esta zona de acumulación. El espesor estimado es bastante
reducido (probablemente no más de 3-5 metros), por lo que dado que la longitud es de unos 500
m, nos proporciona una relación profundidad-longitud de entorno al 1%, característico de los
flujos.
El movimiento ha ocasionado diferentes problemas graves en las carreteras de Jaén a
La Guardia y accesos al pueblo. Además del hundimiento de la carretera JA-3200 y su interrupción
permanente durante prácticamente dos años (2013-2014), las otras vías han sufrido
agrietamientos, abombamientos y desplazamientos, que han obligado a sucesivas reparaciones.
Finalmente con la estabilización de la zona mediante diversas obras (pantalla de pilotes en la
parte superior de la cabecera, así como realización de pozos de drenaje, tanto en la parte superior
como en la zona inferior del pie), las carreteras parecen haber alcanzado su estabilidad.
7
Geolodía 16.
Figura 8. Fotografías
de los deslizamientos
de La Guardia.
8
Geolodía 16.
PARADA 1B.
MOVIMIENTOS DE LADERA LA CERRADURA-EL OASIS
En un talud de la carretera N323 a la altura del km 52-53 antes de llegar a La Cerradura,
así como en el entorno de la gasolinera y restaurante del Oasis, aparecen diferentes afloramientos
de materiales de la Unidad Olistostrómica (Complejo Caótico) con importantes problemas de
estabilidad. Se trata de una masa de materiales caóticos de arcillas, areniscas, margas y grandes
bloques de yesos. En este caso, el tipo de litologías de materiales plásticos y blandos hacen que
los movimientos de ladera sean importantes y generen problemas considerables en las obras
públicas (Fig. 9).
Figura 9. Fotografías
de los deslizamientos
de zona de La
Cerradura.
Estrías
+
Espejo de falla
9
Geolodía 16.
PARADA 2.
FALLA DE LA GUARDIA DE JAÉN
Las fallas: descripción y formación
Aunque normalmente no lo percibimos, las rocas
suelen estar sometidas a grandes esfuerzos que generan
deformaciones en ellas. Eventualmente sentimos estos
esfuerzos y sus efectos cuando se produce un terremoto,
tras la fracturación y movimiento de grandes bloques de roca.
A las fracturas que se forman en las rocas por el
efecto de estos esfuerzos se les denominan fallas, siempre y
cuando los dos bloques de roca que han resultado de la
fracturación se desplacen entre ellos en cualquier sentido
paralelo a las superficies de fractura resultantes. A éstas
superficies se les llama "planos de falla" (Figs.10 y 11).
Dependiendo del movimiento de cada uno de ellos, se le
denomina "bloque hundido" al que se mueve hacia abajo
respecto al otro, que quedará como el "bloque levantado".
Cuando la fractura no sea vertical a estos dos bloques se les
denomina de "Techo" o de "Muro" según queden por encima
o debajo de la misma. Al desplazarse un bloque sobre otro, la
fricción puede hacer que los planos de falla aparezcan
pulidos, en cuyo caso se le llama "Espejos de Falla" (Fig. 12).
En ellos suelen generarse otras estructuras, siendo una de
las más llamativas las "estrías de falla" (Fig. 12), que
manifiestan igualmente el rozamiento y el sentido de
movimiento de los bloques implicados.
Erosión del bloque levantado
Figura 10. Esquema de
formación de una falla.
10
Geolodía 16.
La falla de La Guardia
El sector de La Guardia está afectado por varias zonas de falla con orientación
aproximada NNO-SSE (Figs. 11 y 12). Se trata de fallas normales que presentan buzamientos
hacia el oeste y estrías en buzamiento (siguiendo la inclinación del plano de falla), de modo que
los bloques orientales quedan hundidos respecto a los occidentales. Algunas de estas fallas
pueden continuarse cartográficamente (en superficie) varios kilómetros, encontrándose algunos
de los mejores ejemplos de “espejos de falla” de la provincia de Jaén, como el correspondiente al
conocido como “Falla de La Guardia”, objeto de esta parada. Los materiales afectados por la falla
de La Guardia son calizas del Cretácico y calcarenitas del Mioceno Medio – Superior, si bien hay
otros planos cercanos, pertenecientes a la misma zona de falla, que afectan también a materiales
carbonatados jurásicos y margosos cretácicos de la Sierra de San Cristobal. Aunque hasta el
momento no se han encontrado materiales recientes (cuaternarios) afectados por estas fallas,
que podría hacer pensar en fallas no activas asociadas a la estructuración del Frente de
Cabalgamiento Bético, lo cierto es que su orientación y características geomorfológicas es
similar al de otras fallas de la provincia, como las de la Serrezuela de Bedmar y la Sierra de la
Golondrina, donde sí se observan materiales recientes afectados, pudiéndose considerar fallas
activas.
En esta parada, además de poder tocar el magnífico ejemplo de Espejo de falla de La
Guardia, previamente habremos podido contemplar el pliegue anticlinal de la Serrezuela de
Pegalajar, que afecta a las calizas cretácicas del Prebético. Este pliegue está asociado también a
la estructuración del Frente de Cabalgamiento Bético en su avance hacia el Norte (Depresión del
Guadalquivir).
Figura 11.Falla de La Guardia en las inmediaciones del Castillo.
11
Geolodía 16.
Estrías
Espejo de falla
Estrías
Espejo de falla
Figura 12. Detalles de espejos de falla y estrías en el plano de la Falla de La
Guardia.
12
Geolodía 16.
PARADA 4.
MATERIALES DEL TRIÁSICO
Junto al restaurante El Oasis, en la salida 59 de la autovía A44, se toma la antigua
carretera a Granada (N-323). Se observan afloramientos de calizas, calizas margosas, margas y
dolomías de facies Muschelkalk (Triásico inferior) que forman parte de los Complejos Caóticos
Subbéticos y que cabalgan a las arcillas con yesos de facies Keuper (Fig. 9). En esta zona y
siguiendo por la antigua carretera se observan perfectamente estos últimos materiales, las
arcillas con yesos tipo Keuper. La mayor parte de estos materiales del Trías en esta transversal
constituyen una megabrecha arcillo-yesífera en la que aparecen englobadas las distintas
formaciones. Las facies Muschelkalk se depositaron en rampas de tipo homoclinal que
evolucionaron a plataformas carbonatadas (Pérez-López, 1991). En el km 59,9 de la N-323 se
observa un buen afloramiento de Trias Keuper con estratificación vertical de arcillas, areniscas y
calizas margosas con intercalaciones de yeso (Fig. 13). Estas facies se originaron en ambientes
fluviocosteros y con depósitos evaporíticos de tipo lagunas saladas, dando lugar a los
sedimentos que hoy forman estas rocas. Además, en el barranco próximo a este afloramiento se
observan los materiales carbonatados que suelen aparecer a techo de arcillas, areniscas y
yesos. Se presentan con una estratificación vertical y un relieve tipo ruinoso residual propio de las
dolomías (Fig. 14)
Figura 13. Afloramiento de materiales del Triásico superior en donde se observa la
estratificación vertical de los materiales multicolores
13
Geolodía 16.
Fig. 14. Afloramiento de materiales carbonatados del Triásico superior que afloran a
techo de las arcillas y areniscas multicolores de la fotografía anterior.
A
PARADA 3A.
FORMACIÓN CARBONERO
En los taludes de la carretera de Jaén a Granada (30 km al sur de Jaén), a la altura del
Restaurante La Frontera (Figs. 14 y 15), aflora una unidad litológica, de más de 80 m de espesor,
muy llamativa por su color negro, conocida desde el punto de vista científico como la Formación
Carbonero (Fig. 16). El afloramiento La Frontera, que pertenece a la Zona Subbética, se depositó
en el Paleomargen Sudibérico, en un medio pelágico (marino alejado de la costa), concretamente
en un sector deprimido (surco) dentro de una cuenca marina, que estaba limitado por áreas
menos profundas (umbrales) al norte y al sur (Fig. 17). Los materiales que constituyen la
sucesión estratigráfica son de edad Aptiense, entre 126 y 113 millones de años (Ma), y están
compuestos por margas negras, margas radiolaríticas y margas verdes (Fig. 16). Se disponen
sobre una alternancia de calizas margosas-margas con abundantes slumps de edad
Barremiense superior (se verán en la parada siguiente). El color negro es debido a la presencia
de abundante materia orgánica y a la impregnación de minerales de hierro (óxidos y sulfuros).
14
Geolodía 16.
America
Eurasia
Iberia
LA FRONTERA
SIPM
Africa
Exposed land
Shallow seas and platforms
Pelagic basins
SIPM Southern Iberian Palaeomargin
Corte
La Frontera
Fig. 15. Reconstrucción
paleogeográfica para el
Aptiense y localización de
la Sección estratigráfica
de La Frontera en la
carretera A-44.
A-44
100 m
Los depósitos de arcillas y margas ricas en materia orgánica atrajeron la atención de los
científicos desde hace mucho tiempo por su potencial como roca madre del petróleo, pero más
aún cuando se constató que representan cambios ambientales en el Sistema Tierra. En nuestro
caso, los materiales de la serie de La Frontera representan el registro sedimentario local de un
cambio climático y ambiental que afectó al planeta de forma global y que ocurrió hace 120
millones de años, conocido en la literatura científica como Evento Anóxico Oceánico del Aptiense
Inferior. Este cambio ambiental se ha relacionado con una gran entrada de CO2 al sistema
atmósfera/hidrosfera en respuesta a un incremento de las emisiones de gases de origen
volcánico (Figs. 17 y 18).
15
Geolodía 16.
Las paleocubetas favorecieron la preservación de los mismos. Se trata, por tanto, de un claro
ejemplo de la importancia del estudio del registro geológico para poder entender los procesos
que ocurren en la actualidad, ya que guarda todas las claves de los cambios climáticos del
pasado e incluso nos puede ayudar a predecir la evolución del cambio climático presente (Fig.
18).
A
Fm Carretero
Fm Carbonero
B
Figura 16. (A) Afloramiento de materiales carbonatados de la F. Carbonero en
contacto con los materiales de la F. Carretero. (B) Detalle de las margas anóxicas.
16
Thick (m)
Lithology
13
ä Ccorg
-28
-26
-24
-22
-20
-18
38
G. ferreol.
Age
Plankt. foraminifera
Calc. nannofossils
Radiolaria
Geolodía 16.
Sección de La Frontera
C8
36
34
Key to lithology
E
Green marls
Marls
32
30
Marly limestones
Radiolaritic claystones
Black marls
Laminated radiolaritic claystone
26
L. cabri
NC7A
Turbocapsula
Formation
Aptian
28
C7
24
Fig. 17. Sección estratigráfica de
La Frontera, con datos litológicos,
bioestratigráficos y geoquímicos
22
20
16
14
C6
8
C
C5
C4
6
C3
4
2
B
Ct. F.
U.B.
G. b. G. bw.
Unzoned
NC5E NC6A
Ass.
Asseni
10
OAE 1a
12
CIE
Lower
Carbonero
18
D
C2
0
A
-1
0
1
2
3
4
Southern Iberian Palaeomargin
Iberian massif
TEMPERATE/HUMID
NE
EARLY APTIAN
SW
HIGH PRODUCTIVITY
RUNOFF
La Frontera
HIGH NUTRICLINE
OMZ
Dark facies
Siliciclastics
NE
Volcanic rocks
WARM/DRY
SW
LATE BARREMIAN
LOW PRODUCTIVITY
Platform
RUNOFF
La Frontera
LOW NUTRICLINE
a
Carbonates
Siliciclastics
Marls and marly limestones
Siliciclastic turbidites
Dark facies
Volcanic rocks
Radiolaritic claystones
Fig. 18. Reconstrucción paleoambiental para el Barremiense superior-Aptiense inferior.
17
Geolodía 16.
PARADA 3B.
FORMACIÓN CARRETERO: SLUMPS
Un slump, en geología, lo podemos definir como un conjunto de sedimentos que se han
movido “en masa” en una pendiente submarina. El término slump, cuya traducción literal al
español desde el inglés sería “desplomarse” o, “desplomes, caídas”, se usa en muchos ámbitos
como por ejemplo en economía, para referirse en este caso al “desplome de los precios”. En
medios submarinos los slumps se forman por la puesta en movimiento de conjuntos discretos de
materiales semiconsolidados, es decir, sedimentos que aún no han perdido todo el agua
intersticial y, por tanto, se van a deformar plásticamente (como la plastilina). Estos conjuntos de
sedimentos se mueven pendiente abajo, lentamente o a velocidades moderadas, y sufren un
deslizamiento rotacional. La componente rotacional del movimiento produce deformación
coherente, es decir, no se pierde la estructura de los materiales, por ejemplo, la identidad de la
estratificación, si bien cuando se trata de materiales muy plásticos, por ejemplo “margas” (mezcla
de arcillas y carbonato cálcico), la deformación puede ser más acusada y producir episodios de
“fluencia plástica” de los materiales.
Los ejemplos que visitamos en el Geolodía 2016 afectan a la sedimentación de calizas y
margas de la Formación Carretero del Cretácico inferior (Figs. 19, 20 y 21). El conjunto de la
formación está afectada únicamente por la deformación regional, debida al plegamiento alpino,
por el que se formaron las montañas que configuran el relieve circundante. Por eso los estratos
tienen una inclinación que en los afloramientos que nos ocupan es hacia el noreste
aproximadamente. Sin embargo, cuando aparecen slumps, veremos estratos plegados,
deformados, que se sitúan entre otros no deformados, a manera de “bocadillo”. Es decir, una
sucesión en la que se disponen, en primer lugar, estratos no deformados, a continuación estratos
con una acusada deformación que constituyen el slump propiamente dicho, los cuales a su vez
están cubiertos por otra sucesión de estratos no deformados paralelos a los primeros.
Figura 19. Afloramiento de materiales carbonatados de la Formación Carretero en
donde se observan los materiales deformados (slumps en el polígono naranja) dentro
de una secuencia sin deformar.
18
Geolodía 16.
Figura 20. Otro ejemplo similar al de la figura anterior: estratos sin deformar
alternando con los slumps (resaltados).
Figura 21. Magnífico ejemplo de slump en los materiales carbonatados de la
Formación Carretero.
19
Geolodía 16.
PARADA 5.
PILLOW LAVAS
Contexto geológico
La aparición de rocas volcánicas intercaladas entre rocas sedimentarias formadas en el
fondo océanos abiertos es frecuente en el Jurásico Medio-Superior del Subbético Medio de la
Cordillera Bética. Entre las localidades de Noalejo y Campotéjar aflora un nivel de rocas volcánicas
con orientación WSW-ENE intercalado entre calizas y margas cuyo espesor máximo se encuentra
en torno a los 300 m. El afloramiento de Campotéjar se encuentra en el Km 81 de la autovía A-44, en
las proximidades del Restaurante “El Zegri” (Figs. 1 y 23).
Composición y morfología
Se trata de basaltos formados por una matriz vítrea o microcristalina de color oscuro en la
que pueden observarse mediante técnicas microscópicas olivino, piroxeno (augita titanífera),
plagioclasa, anfíbol (hornblenda-Ti), apatito y óxidos de Fe y Ti.
Cada pillow tiene la parte superior convexa, mientras que la base es puntiaguda o en
forma de quilla por encajarse sobre la acumulación de pillows previamente depositadas. Otras
pillows aparecen aisladas y conservan formas esferoidales, al quedar englobadas en sedimentos o
en productos procedentes de la descomposición de la corteza vítrea. Es frecuente la aparición de
fracturas radiales en el interior de las pillows. Los huecos entre pillows son ocupados por diferentes
materiales: fragmentos de lava, calizas y margas, y venas de minerales secundarios. Destacan
especialmente el desarrollo de costras laminadas verdes y negras. El color verde es debido a la
presencia de micas de Fe (glauconita y celadonita). Las costras negras son ricas en saponita.
Formación
Ya que los materiales entre los que se encuentran se formaron en el fondo del océano y
teniendo en cuenta las características morfológicas de las lavas, las pillows son consideradas
productos de emisiones volcánicas submarinas. Cuando las lavas entran en contacto con el agua
del mar se forma una delgada capa vítrea, todavía plástica, que encierra el material fundido. Al
continuar fluyendo magma se individualizan protuberancias y bolsas (pillows) que finalmente se
separan y ruedan por la pendiente de los volcanes submarinos (Fig. 22A). La costra vítrea de las
pillows se solidifica progresivamente hacia el interior en capas concéntricas, quedando un núcleo
que se enfría más lentamente y que es, por tanto, más cristalino. La última etapa de solidificación
hace que aparezcan las fracturas radiales de retracción típicas de las pillows (Fig. 22B). El
desarrollo de las costras verdes y negras con minerales de la arcilla es consecuencia de un proceso
de interacción fluido-roca mediado en algunos casos por la actividad de microorganismos
Las coladas de lava formaban localmente acumulaciones a modo de grandes edificios
volcánicos, sobre algunos de los cuales se originaron plataformas carbonatadas someras aisladas
en medio del océano de tipo guyots. Las erupciones volcánicas se produjeron en un contexto de
tectónica de placas de margen pasivo sometido a procesos de extensión y adelgazamiento de la
corteza, equivalente a zonas en las que comienza a producirse el inicio de un nuevo borde de placa
divergente.
En esta parada aparecen ejemplos espectaculares de este tipo de rocas volcánicas de la
Cordillera Bética (Fig. 23).
20
Geolodía 16.
B
A
Figura 22. (A) Formación de las pillow lavas: caída de la lava en el fondo marino
formado las morfologías esferoidales, con enfriamiento exterior y fundidas por dentro,
adaptándose unas a otras. (B) Fracturas radiales de las pillows.
Figura 23. Fotografias de las pillow lavas de
la zona de Campotéjar - El Zegrí.
Detalle de una pillow
21