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.

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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

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