Geología del entorno árido almeriense guía didáctica de campo Semana Europea del Geoparque Cabo de Gata-Níjar Rodalquilar 24 a 28 de septiembre 2007

Geología del entorno árido almeriense guía didáctica de campo Semana Europea del Geoparque Cabo de Gata-Níjar

Rodalquilar 24 a 28 de septiembre 2007

Edita: Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía

Director Técnico y Coordinador: Miguel Villalobos Megía Supervisor Científico: Juan C. Braga Alarcón Autores: Juan C. Braga Alarcón José Baena Pérez José Mª. Calaforra Chordi José V. Coves Martínez Cristino Dabrio González Carlos Feixas Rodríguez Juan M. Fernández Soler José A. Gómez Navarro José L. Goy Goy Adrian M. Harvey José M. Martín Martín Antonio Martín Penela Anne E. Mather Martin Stokes Miguel Villalobos Megía Caridad Zazo Cardeña

Diseño, maquetación e infografía: Teresa del Arco, Juan Sánchez Rodríguez, Juan González Cué y Félix Reyes Morales Fotografía: Los autores de las fotografías son los mismos que los del capítulo en que van insertadas, salvo que se especifique en el propio pie de la fotografía.

© de la edición: Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía, 2003-2007 © de la información, textos, fotos e ilustraciones: Autores, 2003 Impresión: Bouncopy, Diseño y Comunicación, S.L. ISBN: 84-933537-0-1 Depósito Legal: M-51602-2003

E

l medio ambiente constituye uno de los mayores motivos de interés y también de preocupación para el ciudadano/as de la Andalucía del siglo XXI. Hace años que la temática medioambiental dejó de ser el campo exclusivo de la investigación científica y de la preocupación de algunos colectivos especialmente sensibles, para pasar a ser parte de la demanda social de calidad de vida que mayoritariamente expresa el conjunto de nuestra sociedad. El medio ambiente es hoy un componente económico de primer orden, que condiciona la utilización de los recursos, impulsa la investigación y la innovación tecnológica y marca límites a las estrategias empresariales promoviendo la competitividad desde la óptica de la sostenibilidad. En un mundo globalizado la gestión medioambiental se enfrenta a problemas transterritoriales de carácter regional, continental o mundial, siendo la actual preocupación por el cambio climático la mejor muestra de ello. La gestión de los problemas ambientales en Andalucía debe adaptarse a las particulares manifestaciones del soporte físico y biótico de su extenso territorio. Son estas características las que originan la excepcional personalidad ambiental andaluza, basada en su extraordinaria variedad ecosistémica. La diversidad y singularidad de los ambientes andaluces y de los usos a ellos asociados los hacen especialmente sensible a determinados fenómenos (desertificación, incendios forestales, abandono de usos tradicionales, invasiones biológicas, etc.), pero también constituyen una fortaleza y oportunidad única para impulsar un modelo de desarrollo que haga de la sostenibilidad su argumento de gestión real y no una mera argucia teórica. Hace 20 años que el recién creado Gobierno andaluz apostó por la conservación y uso sostenible de los Subdesiertos ubicados en la porción más oriental de su geografía, en Almería. Detrás de sus aparentemente yermos paisajes se encierran una historia geológica fantástica y apasionante que podía y debía ser el soporte de un modelo de desarrollo rural endógeno y sostenible.

La guía que tienen en sus manos es una magnífica oportunidad para aproximarse al conocimiento de los paisajes geológicos almerienses más sobresalientes, desvelándonos las claves de su evolución y permitiéndonos reconstruir de forma precisa cual fue su origen, el clima… y la vida a lo largo de su corta historia geológica, hasta permitirnos conocer la Memoria de nuestra tierra. Ampliamente ilustrada, provista de una infografia atractiva y muy asequible y contando con textos hechos con una manifiesta intención divulgadora, busca convertirse en el estímulo imprescindible para la comprensión y puesta en valor de nuestro espléndido patrimonio geológico (Geoparque Cabo de Gata-Níjar y Parajes Naturales del Karst en Yesos de Sorbas y Desierto de Tabernas) mediante iniciativas de desarrollo rural sostenible (Geoturismo, Espeleoturismo, Geoconservación, …, etc.). Con ella pretendemos que quienes habitan estos territorios únicos y quienes los visitan, se adentren en la increíble historia de la formación y evolución de sus paisajes, como parte integrante del patrimonio natural y cultural andaluz, y no sólo que los disfrute, también que nos ayude a conservarlos y que encuentre en ellos soporte para iniciativas económicas ambientalmente compatibles. Porque sólo se conserva lo que se valora, sólo se valora lo que se comprende y sólo se comprende lo que se nos descubre y enseña.

Fuensanta Coves Botella Consejera de Medio Ambiente

Índice PRÓLOGO Prólogo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 Cómo manejar esta guía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

INTRODUCCIÓN El Tiempo Geológico y algunos principios básicos en geología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Las grandes unidades geológicas de Andalucía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Las grandes unidades geológicas del sudeste árido almeriense . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Historia geológica y evolución geográfica del sudeste almeriense . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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LAS CUENCAS O DEPRESIONES NEÓGENAS ALMERIENSES La cuenca de Almería - Níjar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Rasgos geológicos y evolución . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Los episodios volcánicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Origen de los procesos magmáticos y formas volcánicas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El Complejo Volcánico de Cabo de Gata . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Alteraciones hidrotermales y mineralizaciones en el Complejo Volcánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El oro de Rodalquilar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Las cuencas sedimentarias en el archipiélago volcánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Los episodios sedimentarios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El depósito en las primeras cuencas marinas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El reinicio de la sedimentación tras el último episodio vocánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Los arrecifes messinienses . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Evaporitas y carbonatos tras la recuperación del Mediterráneo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Evolución reciente y continentalización de la Bahía de Almería . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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· ITINERARIO DIDÁCTICO. LA CUENCA DE ALMERÍA: NÍJAR

........................................................................... 1. Dinámica aluvial de ramblas: Las Amoladeras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2. Las playas fósiles de la rambla de Las Amoladeras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3. El sistema dunar de la desembocadura de rambla Morales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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Índice 4. La laguna de rambla Morales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5. Las Salinas de Cabo de Gata . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6. Domos volcánicos de Punta Baja, el Faro y Vela Blanca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7. Los volcanes de Mónsul . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8. La duna del Barronal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9. El volcán de Los Frailes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10. La duna fósil de Los Escullos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11. Los abanicos aluviales de la rellana de La Isleta-Los Escullos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12. Las calderas volcánicas de Rodalquilar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13. Procesos mineros y mineralúrgicos en Rodalquilar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14. Los sedimentos postvolcánicos en la Molata de Las Negras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15. Las bentonitas de Cabo de Gata . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16. Los sedimentos marinos de Cañada Méndez . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17. El desembarcadero de Agua Amarga . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18. El arrecife de Mesa Roldán . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19. El arrecife del Hoyazo de Níjar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

56 58 61 64 65 66 68 70 73 76 79 82 86 89 92 95

La Cuenca de Sorbas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Rasgos geológicos y evolución . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · El Karst de Sorbas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Origen de los yesos de Sorbas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El Karst: la lenta disolución de las rocas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - ¿Cómo se formó el Karst en Yesos de Sorbas? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - El paisaje y las formas superficiales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Formas de disolución: salas y galerías . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Formas de cristalización: espeleotemas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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· ITINEARIO DIDÁCTICO. LA CUENCA DE SOBAS

. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111 1. El borde sur de la Cuenca de Sorbas y la panorámica de Peñas Negras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113 2. Las turbiditas del abanico de Peñas Negras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115

Índice 3. El relleno de la cuenca hasta el depósito de los yesos: La serie de los Molinos del Río Aguas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117 4. La planicie kárstica, la cornisa y el caos de bloques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119 5. El karst, fuente de agua y vida . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121 6. El relleno de la cuenca tras el depósito de los yesos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122 7. Barrancos fluvio-kárticos: el barranco del Infierno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 124 8. Las playas fósiles de Sorbas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126 9. Dolinas: las ventanas del karst . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130 10. Lapiaces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131 11.Túmulos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132 12. El arrecife de Cariatiz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

La cuenta de Tabernas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · Rasgos geológicos y evolución . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · El paisaje erosivo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Evolución de la red de drenaje . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Las ramblas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Mecanismos de erosión en el desierto: escorrentía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . - Mecanismos de erosión en el desierto: evolución de laderas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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· ITINERARIO DIDÁCTICO. LA CUENCA DE TABERNAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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1. La serie turbidítica del abanico submarino de Tabernas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2. Los travertinos de las salinas del desierto de Tabernas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3. Los relieves en cuesta del entorno de Cerro Alfaro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4. La erosión en túnel (piping) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5. El sistema cuaternario de abanicos aluviales-lagos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

PRÓLOGO

L

os paisajes áridos almerienses son bien conocidos entre los profesores de geología, y de otras materias docentes relacionadas con la enseñanza de las Ciencias de la Tierra, de un número asombrosamente alto de universidades europeas, que los aprecian y utilizan como un gran laboratorio natural para la realización de prácticas de campo. Este hecho se debe a dos circunstancias especiales, el extraordinario registro geológico de sus cuencas sedimentarias y la calidad de exposición de sus afloramientos. La geología de este territorio inspira, de hecho, una ingente producción literaria de carácter científico de máximo nivel. Sin embargo, no existen hasta el momento publicaciones en un tono más divulgativo que hayan tratado de centrar sus esfuerzos en la potencialidad didáctica de estos excepcionales paisajes geológicos. Y ese ha sido el empeño de está obra, tratar de una aportar una visión general de la singularidad geológica de este entorno en un tono divulgativo más amplio. Se propone para ello la utilización de tres itinerarios cuyos

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recorridos conectan una serie de estaciones de campo en las que es posible observar e interpretar algunos de los rasgos geológicos más sobresalientes y de mayor interés para comprender el origen y la evolución del paisaje geológico almeriense, una historia salpicada de eventos tan extraordinarios como la formación del archipiélago volcánico de Cabo de Gata, la desecación del mar mediterráneo o la colonización de la costa por arrecifes cálidos de coral. La guía pretende constituir un producto útil, por un lado, para la autointerpretación, o interpretación sin ayuda de guía o profesorado, en los niveles pedagógicos más altos, los ciclos universitarios, para diferentes disciplinas relacionadas con la enseñanza de las Ciencias de la Tierra y las Ciencias Ambientales, y, por otro, un material didáctico de apoyo al profesorado, que “traducirá” sin duda su información para adaptarla al nivel pedagógico que más le interese en cada momento. Se estructura en cuatro grandes capítulos, uno inicial de carácter introductorio y tres más, correspondientes a cada una de las tres cuencas

sedimentarias que proponemos visitar. Estos tres capítulos constan de un parte general, en la que se explican e introducen conceptos básicos de carácter general necesarios quizás para facilitar la comprensión de los fenómenos que se interpretan en las estaciones de campo de los itinerarios, y, a continuación, de la descripción detallada del itinerario propuesto. Los itinerarios se realizan a través de los tres Espacios Naturales Protegidos más emblemáticos del levante almeriense y de sus entornos más inmediatos: El Parque Natural Cabo de Gata – Níjar y los Parajes Naturales del Karst en Yesos de Sorbas y del Desierto de Tabernas, espacios en los que la utilización didáctica del medio se plantea, además, como una de las líneas básicas prioritarias de su gestión en materia de uso público. Esperamos en este sentido que la guía proporcione un material de apoyo útil a la difusión del conocimiento del medio entre la población visitante de estos emblemáticos Espacios Naturales. Miguel Villalobos Megía Coordinador de la Guía

Cómo manejar esta guía LOS COLORES DE LA GUÍA Esta guía se estructura en varios apartados que se reconocerán a través de un código de color representado en la esquinas inferior y superior derecha de cada página.

LOS SÍMBOLOS Y COLORES DE LOS MAPAS DE LOCALIZACIÓN DE PUNTOS DE INTERÉS Los mapas de locaclización de puntos de interés se encuentran, en los apartados de itinerarios didácticos. Están situados en un recuadro, en la esquina superior derecha de la página.

Las correspondencias de color son las siguientes: Las correspondencias de simbolos y colores son las siguientes:

Introducción

La Cuenca de Almería-Níjar Itinerario didáctico de la Cuenca de Almería-Níjar

La Cuenca de Sorbas Itinerario didáctico de la Cuenca de Sorbas

La Cuenca de Tabernas Itinerario didáctico de la Cuenca de Tabernas

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INTRODUCCIÓN. El Tiempo Geológico y algunos principios básicos de Geología Juan C. Braga - José M. Martín

Hay una serie de principios básicos que interesa conocer antes de abordar cualquier explicación sobre la geología de un territorio: ◗ La geografía y el paisaje de una región son siempre cambiantes. Las montañas y valles que nos rodean o la posición de la línea de costa que hoy conocemos no siempre han sido como son ahora, ni siempre han estado ahí. La tierra que pisamos, en la mayor parte de los casos, ha surgido del fondo de un antiguo mar y la distribución de tierras y mares va cambiando con el tiempo. ◗ Estos cambios se deben a procesos geológicos complejos: sedimentos que se transforman en rocas nuevas y erosión de rocas ya existentes que se transforman en sedimentos; levantamiento o emersión de partes de la Tierra, con la consiguiente retirada del mar, y hundimiento de otras partes, que son invadidas por mares y océanos, donde de nuevo comienzan a acumularse sedimentos que más tarde se transformarán en otras rocas, emergerán de nuevo y de nuevo comenzarán a destruirse, etc.

◗ Estudiando la composición y estructura interna de las rocas, su edad (suele medirse en millones de años) y viendo como se distribuyen en una región, los geólogos pueden reconstruir cómo ha ido cambiando el paisaje y la geografía de esa región, dónde se situaba la línea de costa en cada momento, dónde hubo un volcán, cuándo se levantaron las sierras que ahora vemos emergidas, etc. Esta reconstrucción no es nada sencilla y requiere acumular muchos conocimientos desde campos de especialización de la Geología muy distintos. No obstante, una vez realizada, siempre con carácter de provisionalidad, ya que los conocimientos se mejoran con el tiempo, se convierte en una historia que se puede contar. ◗ Todos estos procesos geológicos, sin embargo, son extraordinariamente lentos desde una perspectiva humana. El tiempo, el ritmo, de los procesos geológicos se suele contar en millones de años. La Prehistoria e Historia humana han sido instantáneas comparadas con la larga historia de nuestro planeta, que empezó hace al menos 4.600 millones de años.

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◗ Que la era Terciaria, la del desarrollo de la mayor parte

◗ Que la era Primaria, en la que se desarrollaron

EL AÑO GEOLÓGICO Si comprimiéramos todo el tiempo geológico conocido de

y diversificaron las distintas formas de vida, llega hasta el

de los mamíferos, alcanza hasta el 30 de diciembre. Los

13 de diciembre.

primeros primates no aparecen hasta el 29 de diciembre.

nuestro planeta, unos 4.600 millones de años, en sólo 365 ◗ Que la era Secundaria, la de los grandes reptiles,

días, un año natural, observaríamos:

alcanza hasta el 26 de diciembre, momento ◗ Que el Precámbrico, sobre el que prácticamente no sabemos nada, salvo que prácticamente no albergó vida,

◗ La era Cuaternaria, la de la aparición de nuestros

en que se extinguen, por ejemplo, los grandes

antecesores más inmediatos, ocupa sólo parte del 31

dinosaurios.

de diciembre. En concreto sólo hacia el último minuto del año aparecería el Homo sapiens sapiens, nosotros.

sólo formas extraordinariamente primitivas, alcanza hasta el 16 de Noviembre, casi el año completo.

Precámbrico

Era Primaria

Era Secundaria

Era Terciaria

20 : 19 : 00.00

Extinción brusca de grandes reptiles (65 m. a.)

19 : 99 : 33.91

Aparecen los primeros primates (40 m. a.)

18 : 17 : 19.19

Aparece el Homo erectus (3 m. a.)

21 : 08 : 58.52

Aparece el Homo habilis (1.5 m. a.)

23 : 52 : 00.11

Aparece el Homo sapiens neardental (70. 000 a.)

23 : 58 : 00.09

Aparece el Homo sapiens sapiens (35.000 a.)

23 : 59 : 48.28

Comienzo de la Era Cristiana (2.000 a.)

23 : 59 : 49.02

Caida del Imperio Romano (1.600 a.)

23 : 59 : 58.57

Descubrimiento de América (500 a.)

23 : 59 : 58.89

Revolución Francesa (200 a.)

29 : 59 : 59.30

Comienzo de la Revolución Industrial (100 a.)

00 : 00 : 00.48

Duración media de la vida humana (70 a.)

Era Cuaternaria

Holoceno Pleistoceno

0.01

1 .8

300

CARBONÍFERO

Mioceno

Oligoceno 34

Superior 325

Inferior

65

CRETÁCICO

Superior

96

Inferior

360

DEVÓNICO

53

Paleoceno

PALEOZÓICO ERA PRIMARIA

Eoceno

135

375

Medio 385

Inferior

Superior 425

Inferior 435

ORDOVÍCICO

Superior MALM 154

Medio DOGGER 180

Superior Medio

455 470

Inferior

500

Inferior LÍAS

CÁMBRICO

Superior 205

Superior 230

Medio Inferior

Superior

410

SILÚRICO

NEÓGENO PALEÓGENO

CENOZÓICO ERA TERCIARIA

5.3

23.5

JURÁSICO

272

Inferior

Plioceno

MESOZÓICO ERA SECUNDARIA

Superior

MILLONES DE AÑOS

CUATERNARIO

TRIÁSICO

TABLA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

PÉRMICO

250

Medio

Inferior

245

540

250

PRECÁMBRICO

Protozoico Arcaico

2.500 4.600

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Las grandes unidades geológicas de Andalucía Juan C. Braga - José M. Martín

En Andalucía pueden diferenciarse tres grandes unidades geológicas: 1. El Macizo Ibérico o Macizo Hercínico de la Meseta aflora al norte del Guadalquivir y forma las alineaciones montañosas de Sierra Morena. Está constituido mayoritariamente por rocas metamórficas (esquistos, cuarcitas y calizas marmóreas) e ígneas (granitos y rocas afines), de edades muy antiguas comprendidas entre más de 550 y 250 millones de años (Precámbrico y Paleozóico), muy plegadas y deformadas. Forman parte del viejo continente ibérico, cuyas costas eran bañadas por el mar que ocupaba la mayor parte del hoy territorio andaluz. 2. La Cordillera Bética constituye la segunda gran unidad, y la primera por extensión. Esta gran cordillera alpina, mucho más joven, tiene ya iniciado su levantamiento hace aproximadamente 25 millones de años (en el Mioceno inferior) y continúa levantándose en la actualidad. Se extiende desde Cádiz, por el oeste, hasta Almería, por el este, prolongándose por Murcia, Valencia y Baleares. A la altura del Peñón Gibraltar se inflexiona reproduciendo una estructura más o menos simétrica al norte de África. Interiormente presenta una estructura

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compleja consecuencia del apilamiento de sus rocas debido al empuje ejercido en la lenta colisión de la placa de Alborán sobre la placa Ibérica, y posterior levantamiento. Una primera estructura interna la dividide en Zonas Externas, más jovenes y próximas al Macizo Iberico, y Zonas Internas, más antiguas y deformadas y más próximas a la zona litoral actual. Dentro de estas últimas, a su vez, se reconocen diversas unidades téctónicas apiladas, esencialmente, de abajo hacia arriba: Complejo Nevado Filábride, Complejo Alpujárride y Complejo Maláguide,

3. Las Cuencas o Depresiones Neógenas constituyen globalmente la tercera gran unidad geológica andaluza. Durante la emersión de la Cordillera Bética hubo momentos en que mar invadió extensamente zonas deprimidas hoy emergidas, como la Depresión del Guadalquivir y otras cuencas intramontañosas como Guadix - Baza, Tabernas, Sorbas o Almería - Níjar. Son rocas y sedimentos jovenes, de menos de 25 millones de años, caracterizadas por tener muy escaso grado de deformación, lo que les confiere un gran valor para estudiar la historia geológica reciente de este sector del Mediterráneo occidental.

UNIDADES GEOLÓGICAS

Macizo hercínico de la meseta Depresiones neógenas CORDILLERAS BÉTICAS Complejo del Campo de Gibraltar Zonas Externas Zonas Internas

Las grandes unidades geológicas del sudeste árido almeriense Juan C. Braga - José M. Martín

Almería se sitúa, desde un punto de vista geológico, en la Cordillera Bética, en su extremo sudoriental. Los viejos relieves béticos (sierra de Gádor, Filabres, Alhamilla, Cabrera, etc.) constituyen los bordes y el basamento de una serie de cuencas marinas intramontañosas (Tabernas, Sorbas, Almería), mucho más jóvenes, que fueron rellenándose de sedimentos simultáneamente a la emersión del edificio de la Cordillera Bética. Mientras tanto en el entorno de Cabo de Gata volcanes también recientes rugían en plena actividad. Estos tres paisajes geológicos son hoy claramente distinguibles en el entorno árido almeriense.

Característico aspecto lajado (esquistosidad) de los micaesquistos oscuros del núcleo del Complejo Nevado-Filabre.

Crestones de cuarcitas en el núcleo nevado- filábride de Sierra Alhamilla (foto M. Villalobos).

LAS SIERRAS BÉTICAS El núcleo de las sierras de esta región está constituido por rocas muy antiguas, de más, incluso, de 550 millones de años. Se agrupan bajo la denominación genérica de Complejo Nevado - Filábride, (en alusión a que componen buena parte de Sierra Nevada y de su prolongación oriental, la sierra de los Filabres). Son, principalmente, micasquistos grafitosos: rocas de color negro, grisáceo o rojizo oscuro con aspecto pizarroso y un característico lajado, es decir están divididas en láminas, más o menos irregulares, bien

definidas. También son comunes las cuarcitas, que forman agrestes crestones y tajos, por su mayor resistencia a la erosión. Las cuarcitas tienen colores oscuros, amarillentos y anaranjados, y aspecto también lajado, aunque peor definido. En menor proporción, se encuentran también calizas marmóreas y mármoles, como los que se explotan en la Sierra de Macael. Localmente aparecen rocas relacionadas con el granito, conocidas como gneises. Todas ellas provienen de la transformación (metamorfismo) de rocas anteriores que sufrieron elevadas temperaturas

y presiones a grandes profundidades en el interior de la Tierra. Bordeando los núcleos de las sierras antes mencionadas aparece otra banda, compuesta por rocas también muy antiguas aunque algo más jóvenes que las anteriores, que se agrupan bajo la denominación de Complejo Alpujárride (en alusión a que se extiende por la Alpujarra, donde constituye, por una parte, la falda sur de Sierra Nevada y, por otra, la cadena costera: sierras de Lújar, Contraviesa, Gádor, etc.).

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Las grandes unidades geológicas del sudeste árido almeriense

Esta banda está mayoritariamente compuesta por dos tipos de rocas muy llamativos y fácilmente reconocibles en el paisaje. Uno de ellos son las filitas, conocidas en la región como launa, que son arcillas algo transformadas, de colores muy vivos, azules, rojos o grises brillantes. Tradicionalmente se han usado para impermeabilizar los techos planos de las construcciones. El otro son las calizas y dolomías, compuestas por carbonatos de calcio y magnesio, que producen los relieves escarpados, de colores blanquecinos, negruzcos o grisáceos, típicos, por ejemplo, de la cara norte de Sierra Cabrera, Sierra Alhamilla, junto a Níjar, los escarpes de Lucainena o Turrillas o los múltiples tajos de la Sierra de Gádor.Todas estas calizas y dolomías se formaron hace más de 200 millones de años en el fondo de un mar tropical. Posteriormente, al igual que el resto de los materiales del Complejo Alpujárride, sufrieron transformaciones (metamorfismo) a elevadas temperaturas y presiones, por haber sido enterradas a gran profundidad en el interior de la Tierra. Los materiales de las viejas sierras béticas han sufrido una intensa deformación que se traduce, además de en el característico lajado (esquistosidad), en pliegues de distintas escalas y en fracturas. En algunos puntos las rocas están

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Típicos colores morados de la filitas o launas de los materiales del Complejo Alpujárride (foto M. Villalobos).

literalmente destrozadas, machacadas por fracturación. También están mineralizadas y han sido históricamente objeto de explotación para beneficio de hierro (Sierra Alhamilla), plomo y plata (Sierra de Gádor y Sierra Almagrera) y otros minerales.

Relieves calizos alpujárrides de Sierra de Gádor (foto M. Villalobos).

LA SIERRA DE CABO DE GATA Una sierra singular, diferente a las anteriores, es la Sierra de Cabo de Gata, formada por rocas volcánicas en dos etapas de actividad volcánica, una desde hace aproximadamente 14 a 10 millones de años y otra desde hace 9 a 7,5 millones de años. Representan, en realidad, sólo un pequeño porcentaje de las rocas de la misma naturaleza que constituyen el fondo del Mar de Alborán y se extienden hasta Melilla, aflorando tímidamente en la Isla de Alborán.

Las grandes unidades geológicas del sudeste árido almeriense

Detalle de la estratificación en niveles calizos alpujárrides (foto M. Villalobos).

Las rocas volcánicas de esta zona se formaron en campos de volcanes, submarinos o emergidos, individualmente o agrupados, como pequeñas islas. Estos edificios volcánicos son, en muchos casos, reconocibles en el paisaje de Cabo de Gata, ya que siguen siendo los cerros elevados, más o menos cónicos de la zona: Los Frailes, Mesa de Roldán, Cerro de los Lobos, La Tórtola, etc. Abundan mucho las rocas volcánicas brechoides (formadas por fragmentos de diferente composición o aspecto) que son el resultado de diversos procesos volcánicos: enfriamiento diferencial de

distintas partes de la colada de lava, explosiones, nubes ardientes, avalanchas por las laderas de los volcanes, etc.

todo el sur de la Península Ibérica, se levantaban desde el fondo del mar Mediterráneo.

LAS DEPRESIONES O ZONAS BAJAS

En estos entrantes de mar se acumularon los productos de la erosión de las tierras emergidas: bloques, cantos, gravas, arenas y arcillas. También se formaron rocas calizas por acumulación de restos de animales marinos. En un clima global cambiante, la región pasó por épocas cálidas y más frías.

Las rocas que ocupan las zonas bajas del paisaje almeriense, las actuales depresiones del valle del Almanzora, valle del Andarax, Tabernas, cuenca de Sorbas, los Campos de Níjar o el Poniente, están constituidas por materiales geológicamente jóvenes, acumulados en los últimos 15 millones de años, mientras el Mediterráneo penetraba entre las montañas incipientes y los volcanes del Cabo de Gata formando un pequeño archipiélago. Las sierras béticas, y en general

En las épocas cálidas, la temperatura del agua del mar (en el Mediterráneo occidental) era similar a la actual de los trópicos, por encima de 20 °C, y se desarrollaron arrecifes de coral alrededor de las islas y tierras emergidas. Estos arrecifes de coral fósiles, como los de Purchena, Cariatiz, Níjar, Mesa de Roldán, etc., son de los mejores ejemplos que existen en el mundo. En épocas más frías, el Mediterráneo occidental tuvo una temperatura similar a la actual y las calizas se formaron con restos de algas rojas, briozoos, moluscos, etc. como está ocurriendo en la actualidad en el fondo del mar en la plataforma que rodea Cabo de Gata. Estas condiciones, o más frías aún, prevalecen en la zona desde hace 5 millones de años.

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Historia geológica y evolución geográfica del sudeste almeriense Juan C. Braga - José M. Martín

Las sierras béticas (Los complejos Nevado Filábride y Alpujárride) tienen su origen en la colisión del continente africano con el europeo. Sus rocas, formadas a partir de los sedimentos depositados en el fondo del mar hace cientos de millones de años, fueron enterradas a varios kilómetros de profundidad (bajo otras rocas) alcanzando presiones y temperaturas tan elevadas que hicieron que se transformaran cambiando su apariencia y los minerales que las componen (a este proceso se le conoce con el nombre de metamorfismo). Más tarde emergen lentamente. El edificio de la Cordillera Bética se levanta aún a distinta velocidad según bloques compartimentados por grandes fracturas regionales. El bloque de Sierra Nevada - Sierra de los Filabres, por ejemplo, es el primero en surgir del mar, hace unos 15 millones de años, y se mantendrá, con el tiempo, como el relieve más elevado de Andalucía y uno de los más elevados de España y Europa. El fondo del mar de Alborán se hunde y extiende, a favor de fracturas, por las que luego extruyen los materiales volcánicos de Cabo de Gata. Tras la emersión de Sierra Nevada - Sierra de los Filabres, que continúa aún levantándose, surge del mar la Sierra de las Estancias, hace unos 9 millones de años.

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Posteriormente, hace unos 7 millones de años, emergen Sierra de Gádor y Sierra Alhamilla. Aunque ahora las veamos como montañas altas, y a pesar de ser tan jóvenes en términos geológicos, su velocidad de levantamiento en escala humana es muy pequeña. Por ejemplo, la velocidad media de levantamiento de Sierra Alhamilla desde que surgió del mar es de menos de 2 cm cada 100 años. El último relieve en surgir, que por cierto es la sierra más joven de la península, es Sierra Cabrera, que salió del mar hace unos 5.5 millones de años. En los últimos 2 millones de años, Almería, como el resto del planeta, ha sufrido las fuertes oscilaciones climáticas del Cuaternario. En las etapas glaciales, el mar descendió más de 100 metros de su nivel actual y el clima era más frío. En las etapas interglaciales, como la actual, el mar estaba en una posición similar a la de hoy en día y las condiciones climáticas debieron ser también semejantes a las presentes. El proceso de retirada del mar de estas cuencas guarda también relación con la geografía actual, ya que las depresiones interiores, las más alejadas hoy en día del Mediterráneo,

fueron las primeras en emerger, mientras que las más cercanas a la costa han sido abandonadas por el mar muy recientemente desde un punto de vista geológico. Así, por ejemplo, el valle alto del Almanzora, aguas arriba de Albox, dejó de estar ocupado por el mar hace unos 7 millones de años y, sin embargo, en los alrededores de la Bahía de Almería el mar se extendía tierra adentro hace tan sólo 100.000 años. Con la retirada definitiva, por el momento, del mar hasta la posición actual de costa todo este impresionante registro geológico acumulado en esta azarosa historia de 15 millones de años se muestra en Almería con unas excepcionales condiciones de observación. Un lugar del máximo valor científico y didáctico para estudiar y reconocer la historia de la evolución del Mediterráneo y de la formación de la Cordillera Bética en estos últimos 15 millones de años.

La Cuenca de Almería - Níjar

Rasgos geológicos

Rasgos geológicos y evolución Juan C. Braga - José M. Martín

La Cuenca de Almería - Níjar ha constituido una cubeta sedimentaria marina desde hace 15 millones de años, momento en que se produce la emersión de los relieves que hoy constituyen el macizo de Sierra Nevada y la sierra de los Filabres, a cuyos pies se situaba la línea de costa.

SITUACIÓN GEOLÓGICA DE LA CUENCA DE ALMERÍA - NÍJAR

SIERRAS

Cuenca de Sorbas

2

Cuenca de Tabernas

Vera Cuenca de Vera

En esta época, por tanto, la Cuenca de Almería no se encuentra individualizada de la de Tabernas o Sorbas. A esta cuenca marina abierta llegaban los sedimentos procedentes de la desmantelación de los relieves emergidos a través de grandes aparatos fluviales que generaban extensos abanicos submarinos sobre la plataforma marina, mientras que los volcanes de Cabo de Gata se encontraban el plena actividad, conformando probablemente un cálido archipiélago volcánico. Será algo más tarde, hace unos 7 millones de años, cuando el levantamiento de la Sierra de Gadór y de la de Alhamilla provocan la individualización de la Cuenca de Almería - Níjar, al sur de las mismas y entre los relieves volcánicos emergidos de Cabo de Gata. Sierra Cabrera, emergida hace 5,5 millones de años, la separará definitivamente de las cuencas de Sorbas y Vera.

Sorbas

1 Tabernas

5

1. Sierra Nevada 2. Filabres 3. Sierra de Gádor 4. Alhamilla 5. Cabrera 6. Sierra de Cabo de Gata

4 Carboneras

Níjar Almería

3

El Ejido

6 Cuenca de Almería - Níjar

Cuenca del Campo de Dalías

Sedimentos neógeno-cuaternarios

La Cuenca de Almería - Níjar abarca, por tanto, a las actuales tierras bajas comprendidas entre Sierra de Gádor, Sierra Alhamilla y Sierra Cabrera y la línea de costa, incluyendo los relieves volcánicos de la Sierra de Cabo de Gata.

Rocas volcánicas neógenas

Sustrato bético

Un territorio que ha constituido durante los 15 últimos millones de años un fondo marino sobre el que ha quedado un registro sedimentario, con unas inmejorable condiciones de observación, excepcional para comprender la evolución en este tiempo de la cuenca mediterránea y de sus cambios geográficos, climáticos y ecológicos.

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Rasgos geológicos y evolución

ESQUEMA GEOLÓGICO SIMPLIFICADO DE LA CUENCA DE ALMERÍA Según C. Zazo y J. L. Goy

Sierra de Alhamilla Níjar

Ga ta

Sierra de Gádor

Sª Alhamilla

Sie rra d

Cabo de Gata

Roquetas de mar

eC ab

o

de

Almería

Alquián Nivel del mar

Sª Alhamilla Níjar

Pozo de Los Frailes Nivel del mar

Terrenos delCuaternario antiguo (Pleistoceno, 1,8 Ma a10.000 años)

Formaciones volcánicas miocenas (15,7 a 7,9 Ma)

Terrenos del Plioceno (5,2 a 1,8 Ma)

Basamento antiguo

Terrenos del Mioceno (23,7 a 5,2 Ma)

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Formaciones del cuaternario reciente (Holoceno), desde hace 10.000 años a la actualidad Depósitos fluviales

Albuferas

Abanicos aluviales

Travertinos

Cordones y/o flechas litorales

Deltas

Dunas

LOS EPISODIOS VOLCÁNICOS Origen de los procesos magmáticos y formas volcánicas Juan M. Fernández

MAGMAS Y ROCAS MAGMÁTICAS Los magmas se generan por la fusión parcial y localizada de las rocas a alta temperatura en el interior de la tierra. Están constituidos por una mezcla de líquido, gas disuelto (vapor de agua y dióxido de carbono) y minerales. Los magmas que proceden directamente de la fusión parcial de rocas profundas se llaman magmas primarios. Algunas veces alcanzan la superficie directamente, pero lo más común es que se estanquen a diferentes niveles en el manto y en la corteza terrestre, formando cámaras magmáticas. En estas situaciones los magmas pueden cristalizar en parte, asimilar las rocas encajantes y sufrir otras modificaciones, dando como resultado final una serie de magmas derivados de diferentes composiciones. Esto se conoce como evolución magmática. Los magmas son generalmente menos densos que el material a partir del cual se forman, y, por tanto, tienden a ascender a través del manto y corteza terrestres, hasta que se enfrían y cristalizan, dando lugar a las rocas ígneas o rocas magmáticas. Los magmas que solidifican lentamente bajo la superficie terrestre forman los cuerpos de rocas

FUSIÓN PRINCIPAL DE MAGMAS PRIMARIOS Cono adventicio

Cono principal Colada de lava Rocas plutónicas

Cámara magmática

Diques Magmas derivados

Fusión parcial de la corteza

CORTEZA MANTO

intrusivas o rocas plutónicas. El enfriamiento se produce muy lentamente, por lo que los minerales pueden cristalizar de manera óptima, dando lugar a rocas con minerales de grano grueso, como los granitos. Cuando el magma alcanza la superficie, da lugar a la actividad volcánica o eruptiva. El resultado son las rocas volcánicas y los llamados edificios volcánicos. El enfriamiento es muy rápido, por lo

que las rocas no cristalizan bien, presentando una matriz vítrea o de grano muy fino. En esta matriz puede aparecer un porcentaje pequeño de minerales de mayor tamaño (fenocristales), que habrían cristalizado previamente en la cámara magmática. A veces, el magma encaja, en su ascenso, en fracturas, generando diques. A estas rocas se les conoce como rocas filonianas.

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Origen de los procesos magmáticos y formas volcánicas

MAGMAS Y TECTÓNICA DE PLACAS Aunque hay una gran variedad de tipos y composiciones de magmas, los tres grupos genéricos más importantes son los basálticos (o básicos, 50 % de sílice), silíceos (o ácidos, 65 a 70 % en sílice) y andesíticos (o intermedios), como los de Cabo de Gata.

El origen del magma está relacionado con la dinámica en los márgenes de las placas litosféricas: la mayor parte de los magmas basálticos se originan por fusión parcial del manto en los bordes divergentes de placas (dorsales medio-oceánicas). Los magmas andesíficos y los silíceos suelen generarse en zonas de subducción por fusión parcial de la placa oceánica y de la corteza continental.

CORTEZA OCEÁNICA

Arco de islas

Fosa

Cresta medio-oceánica

El origen del volcanismo de Cabo de Gata es complejo y discutido en la actualidad. En cualquier caso se relaciona con el proceso orogénico de engrosamiento de la corteza en el este área, el dominio de Alborán, debido a la colisión de las placas africana y europea y a su posterior adelgazamiento por fenómenos de carácter extensional o distensivos.

CORTEZA CONTINENTAL

Fosa

Valle de rift

Basaltos de plateau

Corteza oceánica

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Corteza continental Manto superior (astenosfera)

Manto litosférico

Origen de los procesos magmáticos y formas volcánicas

ACTIVIDAD Y FORMAS VOLCÁNICAS El tipo de erupción y los productos resultantes de la actividad volcánica dependen, sobre todo, de dos aspectos importantes: la viscosidad de la lava, que determina la fluidez, y su contenido en gas. Los magmas basálticos, pobres en silicio, son fluidos. En la superficie fluyen rápidamente formando coladas de lava, que viajan, a veces, grandes distancias (este tipo de volcanismo se conoce como efusivo). Si el magma basáltico es rico en gas, éste es eliminado con relativa facilidad por medio de explosiones intermitentes, dando lugar a los típicos conos de piroclastos (tambien denominados conos de cinder). La alternancia de coladas de lava y episodios piroclásticos conforman otro tipo de edificios volcánicos denominados estratoconos. Los magmas ácidos, en cambio, ricos en silicio, son mucho más viscosos, al salir a la superficie no pueden fluir fácilmente y forman acumulaciones en torno a la boca eruptiva (domos) o fluyen muy lentamente formado coladas de lava de corto recorrido (este tipo de volcanismo se denomina extrusivo).

MAGMAS BASÁLTICOS

CONO DE PIROCLASTOS O CONO CINDER

ESTRATOCONO

Coladas de lava Niveles piroclásticos

MAGMAS ÁCIDOS

DOMOS EN MAGMAS SILÍCEOS

Domo peleano

Cúmulo domo

Criptodomo

ALGUNOS TIPOS DE DOMOS

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Origen de los procesos magmáticos y formas volcánicas

VULCANISMO EXPLOSIVO COLADAS PIROCLÁSTICAS La gran viscosidad de la lava de los magmas ácidos hace que en ocasiones los gases no puedan ser liberados con facilidad, acumulándose como burbujas y aumentando su presión interna hasta desencadenar enormes fenómenos explosivos que arrojan violentamente grandes volúmenes de roca semifundida a la atmósfera. Se generan así las denominadas coladas pirocásticas, cuya solidificación produce rocas llamadas piroclásticas. Pueden ser de diferentes tipos:

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IGNIMBRITAS

Penacho flotante Columna eruptiva Caída de cenizas volcánicas Nube ardiente Colada piroclástica (ignimbrita)

BRECHAS Y AGLOMERADOS

FORMACIÓN DE UNA CALDERA VOLCÁNICA

Ignimbritas Una mezcla muy caliente de gas, cenizas y fragmentos de roca es lanzada por el volcán en una columna eruptiva. La densidad de la mezcla, mayor que la del aire, hace que caiga rápidamente arrastrandose por la pendiente abajo en forma de colada cubierta por una nube de gas ardiente. Son rocas ricas en pómez y cenizas.

CALDERAS

Brechas líticas o aglomerados La colada se forma por la rotura, explosiva o no, de la cumbre del volcán. Dominan en este caso los fragmentos de la roca que constituía el propio domo.

Las erupciones volcánicas más grandes y explosivas lanzan decenas y centenas de kilómetros cúbicos de magma a la superficie terrestre. Cuando un volumen tan grande de magma es extraído de una cámara magmática, el

Colada piroclástica

terreno se hunde o colapsa dentro del espacio vaciado, formando una enorme depresión llamada caldera. Algunas calderas tienen mas de 25 kilómetros de diámetro y varios kilómetros de profundidad. Cuando, tras la formación de una caldera, la cámara magmática recibe nuevos aportes desde zonas más profundas, el interior de la caldera se puede volver a elevar, fenómeno que se llama resurgencia. Las calderas son uno de los elementos volcánicos dinámicamente más activos y a las que con frecuencia se asocian terremotos y actividad térmica, geyseres, aguas termales, etc.

Nube ardiente Domo

1

2

3

El Complejo Volcánico de Cabo de Gata Juan M. Fernández

CONTEXTO GEOLÓGICO Y EDAD El Complejo Volcánico de Cabo de Gata es el elemento de mayor tamaño de todas las manifestaciones volcánicas del sureste español. Se continúa ampliamente bajo el Mar de Alborán, y ha sido traído hasta su posición actual por el funcionamiento de la Falla de Carboneras - Serrata. La mayor parte del volcanismo de la Cuenca de Alborán está en la actualidad sumergido. Los edificios volcánicos de Cabo de Gata también presentan signos de haberse generado, en una buena parte al menos, bajo el mar. Algunos de los edificios

volcánicos mayores pudieron crecer lo suficiente como para alcanzar la superficie, formando islas de origen volcánico rodeadas de plataformas sedimentarias marinas.

intervalo la actividad volcánica ocurrió en varios ciclos. Los elementos volcánicos mejor conocidos y conservados son los más recientes, producidos entre hace unos 9 y 7,5 millones de años.

La edad del Complejo Volcánico de Cabo de Gata se conoce a partir del estudio de los fósiles presentes en las rocas sedimentarias asociadas a los elementos volcánicos y a partir de la datación con isótopos (sobre todo potasio/argón) en las rocas volcánicas. La actividad volcánica se desarrolló en un amplio periodo que va desde unos 14 - 15 hasta unos 7,5 millones de años (es decir, Mioceno Medio y Superior). Durante ese

La base del Complejo Volcánico aflora en algunos puntos (Serrata de Níjar y Carboneras) y está formada por rocas del basamento bético (rocas carbonatadas y filitas del Complejo Maláguide y Alpujárride) y algunos sedimentos marinos (margas) del Mioceno Inferior - Medio. A techo, la actividad volcánica esta fosilizada por el depósito de sedimentos marinos del Mioceno terminal (arrecifes del Messiniense).

EL COMPLEJO VOLCÁNICO DE CABO DE GATA EN EL CONTEXTO DEL MAR DE ALBORÁN

VULCANISMO SUBMARINO Calderas

Sª de Los Filabres

Cuenca de Sorbas

Sª Nevada

Sorbas

Mar Mediterráneo (Mar de Alborán)

Níjar r íja eN d Cuenca de ata Las Negras Almería Serr

Niveles sedimentarios

Depósitos Volcanoclásticos Nivel del mar

Sª Alhamilla

Sª de Gádor

Cresta de la Polarca

Almería

Adra Cuenca de Alborán Basamento bético Cuencas neógenas Rocas volcánicas

ras ne o Isleta S. José rb Ca Cabo de ía de er Gata a l m Banco de Fal Al Cresta de Chella de Banco de n Genoveses ñó Pollux a C Banco de Sabinal

Plataforma

Sistemas hidrotermales

Cámaras magmáticas

Emergidas Submarinas

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El Complejo Volcánico de Cabo de Gata

ELEMENTOS DESTACADOS DEL COMPLEJO VOLCÁNICO DE CABO DE GATA

A Cuenca de Almería-Níjar

Serrata de Níjar

Sierra de Cabo de Gata

Pliocuaternario Carboneras Mioceno

Complejo volcánico

Basamento

Mesa Roldán de s lla ra Fa one b r Ca

Falla de Carboneras

La Serrata de Níjar es una zona de origen volcánico, asociada a la Falla de Carboneras. Las rocas, ocultas bajo el relleno sedimentario en el Campo de Níjar, han salido a la superficie en la Serrata al ser levantadas por pinzamiento entre varias fracturas de la zona de falla.

C Agua Amarga

A Se

ta rra

N de

í

jar

Las Negras

D B

Rodalquilar Domo-colada del Garbanzal Sedimentos miocenos

Rocas masivas antiguas

30

E

Ignimbritas blancas

El Cerro del Garbanzal es un edificio volcánico único, de planta casi circular, formado por la emisión de un domo - colada masivo. La geometría de este tipo de edificios es conocida en algunos lugares como domos en fortaleza o tortas. Bastante erosionado, conserva aún un resto de sedimentos marinos en su techo.

Los lobos ISTELA

B

San José

Barronal Cabo de Gata

Caldera de los Frailes

Calderas de Rodalquilar

El Complejo Volcánico de Cabo de Gata

C

D

Conglomerados (brechas retrabajadas)

Carbonatos messinienses

Caldera

Brechas de domo Sedimentos (Messiniense y Plioceno)

Complejo de Rodalquilar Cenizas volcánicas

Nucleo masivo CÁMARA MAGMÁTICA

Mesa Roldán (y Los Lobos) son excelentes ejemplos de los edificios volcánicos fosilizados por rocas sedimentarias marinas y coronados por los arrecifes coralinos del Mioceno terminal. Se trata de característicos domos de lava andesítica, rodeados por roca fragmentaria (brechas de domo), producidos en erupciones submarinas de nula o baja explosividad. Son, junto con el volcán de Los Frailes, las emisiones volcánicas más recientes en Cabo de Gata.

SEDIMENTOS RECIENTES Sedimentos post-volcánicos

Rocas pre-caldera

La Caldera de Rodalquilar, uno de los elementos volcánicos más notables, se generó debido al hundimiento del fondo de la caldera en el interior de la cámara magmática subyacente en una serie de procesos eruptivos de muy alta explosividad, produciendo el depósito de varias unidades de rocas piroclásticas (ignimbritas). La posterior alteración hidrotermal de estas rocas dio lugar a los yacimientos minerales característicos de este área, especialmente a los de oro.

E Caldera de los Frailes

CARBONATOS MESSINIENSES

Andesitas piroxénicas

SEDIMENTOS MIOCENOS

Frailes

Complejo de Rodalquilar

SECUENCIAS DE LA SERRATA Secuencias volcánicas

ANDESITAS PIROXÉNICAS SECUENCIA DE LAS NEGRAS Y CARBONERAS DOMOS DE ESTRADA, PANIZA, ETC... DOMO DEL GARBANZAL COMPLEJO DE RODALQUILAR TOBAS Y SEDIMENTOS ANDESITAS RIOLITAS BLANCAS

Sustrato

Faro

BASAMENTO BÉTICO

Riolitas blancas

Andesitas anfibólicas

El volcán de Los Frailes se formó hace unos 8 millones de años sobre rocas más antiguas (más de 10 12 m.a.) que se extienden hasta el extremo sur de la Sierra de Cabo de Gata. En este caso, la actividad volcánica no dio lugar a típicos volcanes centrales, sino a un campo extenso de domos volcánicos más o menos dispersos. Entre las fases de la erupción de los diferentes domos se depositaron niveles de sedimentos marinos fosilíferos que sirven como niveles guía. También se produjeron algunos procesos eruptivos de alta explosividad (ignimbritas), relacionables con el hundimiento de calderas.

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Alteraciones hidrotermales y mineralizaciones en el Complejo Volcánico Juan M. Fernández

Los sistemas hidrotermales asociados al Complejo Volcánico de Cabo de Gata han generado importantes mineralizaciones de interés económico cuyo beneficio ha dejado una marcada impronta en la historia y en el paisaje de este territorio. Sin duda el yacimiento más celebre es el de oro de Rodalquilar, explotado hasta época muy reciente. Han existido, sin embargo, otras explotaciones de menas metálicas como las de plomo y zinc, cobre o manganeso . También asociadas a estos sistemas se han generado otras mineralizaciones no metálicas de interés comercial. Las bentonitas son actualmente las más importantes. Antaño se benefició la alunita, mineral (sulfato de aluminio y sodio o potasio) que se concentra en filones purísimos de color amarillento cortando la roca volcánica alterada, de color blanco y aspecto pulverulento. Tiene numerosas aplicaciones industriales, entre otras se utiliza como fuente para la producción de alumbre, para el curtido de cueros, etc. Los procesos hidrotermales son un fenómeno frecuente en áreas volcánicas. Se producen cuando un cuerpo magmático no llega a salir a la superficie, enfriandose lentamente

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A. ESQUEMA GEOLÓGICO

B. SISTEMA HIDROTERMAL

Caldera de Rodalquilar

Cinto

Fumarolas

Los Tollos

Aguas meteóricas Vapores magmáticos (SO2,HCl,etc...) Magma

a centenares de metros o pocos kilómetros de profundidad. En estas condiciones, el cuerpo subvolcanico suministra calor al entorno, que alcanza temperaturas de hasta unos 400 - 500º C, y emite gases y fluidos ricos en ácidos, como el clorhídrico o el sulfuroso (entre 200 y 350º C). Estos fluidos hidrotermales ascienden a través de las rocas encajantes, las transforman (alteración hidrotermal) y lavan (lixivian) de ellas muchos componentes químicos, como el oro y otros metales que originalmente están muy dispersos en las rocas. Al llegar a zonas más superficiales los fluidos se enfrían y mezclan con aguas subterráneas o de origen marino, lo que provoca que los metales y otros componentes disueltos precipiten en grietas

Simplificado de Arribas et al., 1995

LOS SISTEMAS HIDROTERMALES

Desagasificación del magma

y fracturas, formando yacimientos hidrotermales, como el célebre de oro de Rodalquilar. En Cabo de Gata, los principales depósitos hidrotermales de oro se sitúan en el Complejo de Calderas de Rodalquilar, asociados a una zona de intensa alteración hidrotermal. Esta zona de alteración se produjo por intrusión y enfriamiento, bajo las calderas, de un cuerpo magmático. Los fluidos hidrotermales aportados por este cuerpo lavaron el oro en profundidad y aprovecharon las numerosas fracturas existentes en las calderas para circular y depositar el oro en las zonas más someras. La edad de formación de los depósitos se estima en torno a unos 10,4 millones de años.

Alteraciones hidrotermales y mineralizaciones en el Complejo Volcánico

MINERALIZACIONES

SITUACIÓN DE LAS MINERALIZACIONES EN EL ÁMBITO DE CABO DE GATA

La Islica El Llano de D. Antonio Carboneras

Agua Amarga

Fernán Pérez Las Hortichuelas Rodalquilar

Las Negras

Fundición de Los Alemanes Nuevos, al oeste de San José, para la recuperación de plomo y cinc (foto J. M. Alonso).

Las coloraciones azuladas y verdosas corresponden a los minerales de alteración superficial de los sulfuros de cobre y plomo.

El Barranquete

El Cabo de Gata

El Pozo de los Frailes

Los Escullos San José

Aspecto de campo característico de las arcillas bentoníticas: masas pulverulentas de color blanco, untuosas al tacto y muy plásticas.

MINERALES INDUSTRIALES Bentonitas Alunitas

Explotaciones de manganeso del Cerro del Garbanzal. La mineralización corresponde a la zona oscura.

MINERALES METÁLICOS Oro Galena y blenda Cobre Manganeso Explotación de alunita por galerías en las proximidades de Rodalquilar. La mineralización corresponde al veteado (filoncillos) de color amarillento.

Brecha hidrotermal de calcedonia blanca con oro nativo (foto Arribas).

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El oro de Rodalquilar Carlos Feixas

EL DESCUBRIMIENTO (finales del siglo XIX-1939) La existencia de oro en el distrito almeriense de Rodalquilar fue descubierta casualmente a finales del siglo XIX. El oro se detectó en las fundiciones de plomo de Cartagena y Mazarrón, que utilizaban el cuarzo procedente de las minas de plomo de Cabo de Gata como fundente. Los fundidores de Mazarrón empleaban el cuarzo aurífero, y con el escaso contenido en oro financiaban los gastos de transporte.

concesiones que dieron lugar a multitud de litigios y que retrasaron la consolidación minera a lo largo de todo el siglo XX. Esta primera etapa del descubrimiento del oro de Rodalquilar, y el desarrollo de las primeras minas, coincide con la gran crisis económica almeriense: la emigración hacia Argelia y, posteriormente, con destinoa América, la caída de la minería del plomo y, más tarde, la del hierro, y la crisis del mercado de la uva.

La sociedad inglesa Minas de Rodalquilar trató hasta 1939 un total de 107.000 toneladas de roca mineralizada, obteniendo 1.125,5 kg de oro. De ellos tan sólo 39 correspondieron al periodo 1936-1939.

En un ambiente de auténtica fiebre del oro se registraron en está época numerosas

Ruinas de la primera planta de tratamiento que se instaló sobre 1915 en la mina Mª Josefa, en el Madroñal (Rodalquilar) (foto Col. Evaristo Gil Picón).

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Antiguos filones beneficiados a finales del siglo XIX para plomo encajados en diques de cuarzo, a partir de los cuales se detectó la existencia de oro en Rodalquilar (foto Col. Evaristo Gil Picón).

Labores de extracción en la Mina de los Ingleses (sobre 1930) (foto Col. Evaristo Gil Picón).

El oro de Rodalquilar

EL SUEÑO (1940-1966) En 1940, el Estado decretó la incautación de las minas, encomendando las tareas de investigación al Instituto Geológico y Minero de España (IGME), que actuó sobre los antiguos filones ya explotados sin resultados favorables. Hasta 1942, fecha en que terminó su actuación, se beneficiaron un total de 37 Kg de oro.

mineralización se presentaba en forma de diseminado en la masa de rocas volcánicas ácidas, cubicándose una masa de 4.000 toneladas de roca mineralizada con 4,5 gramos de oro por tonelada.

Hasta 1966 Rodalquilar vivió su sueño dorado. Su población llegó a alcanzar los 1.400 habitantes. Contaba con servicios poco frecuentes para la época en las poblaciones del entorno, cine, club social, economato, escuela, etc.

Labores de perforación en las minas a cielo abierto durante la época de explotación de ENADIMSA (foto Col. Evaristo Gil Picón).

Mayo de 1956. El entonces Jefe del Estado asiste, con todo el despliegue propagandístico del Régimen, a la obtención de uno de los lingotes de oro (foto Col. Evaristo Gil Picón).

A finales de 1942 el Instituto Nacional de Industria (INI), a través de la Empresa Nacional Adaro de Investigaciones Mineras (ENADIMSA), amplía e intensifica las investigaciones, abandonándo los filones y centrando los trabajos en la zona del Cerro del Cinto, donde la

“El Ruso”, primer camión de transporte en la minería de Rodalquilar (sobre 1940) (foto Col. Evaristo Gil Picón).

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El oro de Rodalquilar

En los primeros años de actividad de este período trabajan en Rodalquilar del orden de 700 obreros, gran parte de ellos dedicados a la construcción de las infraestructuras e instalaciones.Terminadas éstas, permanecieron en la explotación entre 200 y 300 trabajadores. ENADIMSA continuó, en un principio, con el sistema de extracción por minería subterránea que habían implantado los ingleses. En 1961, sin embargo, se acometen las primeras labores a cielo abierto en el Cerro del Cinto.

LA REALIDAD (1967-1990) El cierre de las minas en 1966 acabó con la época de esplendor. Poco despues la población descendió vertiginosamente hasta los 75 habitantes, cifra casi similar a la actual.

tanto por empresas mineras nacionales como, en mayor medida, extranjeras. Este período se caracteriza por la intensa investigación del distrito minero de Rodalquilar, pero haciendo énfasis en los modelos genéticos de la mineralización de oro.

Después de la explotación llevada a cabo por ENADIMSA en la época anterior, las concesiones y permisos retornan a sus propietarios. Aún así perduran las investigaciones durante esta época, realizadas

A pesar de todo ello la realidad se impone, aunque se estiman aún unas reservas de unas 3 toneladas de oro pendientes de beneficio, su explotación no es rentable dada la complejidad del yacimiento.

Durante esta etapa el peso de la producción de oro en España lo lleva Rodalquilar, con más del 90% de la producción total. Sin embargo este sueño duraría poco. La inversión exigida por la puesta en marcha de nuevas explotaciones y el alza de los salarios de la década de los sesenta elevaron considerablemente los costes de producción en un yacimiento ya de por sí difícil por la distribución extremadamente irregular de las leyes. Todo ello forzó el cierre de las explotaciones en 1966.

Poblado minero de Rodalquilar (foto Evaristo Gil Picón).

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LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS EN EL ARCHIPIÉLAGO VOLCÁNICO Los episodios sedimentarios Juan C. Braga - José M. Martín

Tras los primeros episodios volcánicos y con posterioridad a los últimos, el mar invadía los relieves volcánicos generando un extenso archipiélago. En las cuencas marinas entre relieves volcánicos se produjo el depósito de sedimentos marinos. Pueden reconocerse cinco episodios sedimentarios: 1. En un primer episodio los sedimentos se depositan sobre las primeras rocas volcánicas. Su edad es Tortoniense inferior (entre 9 y 8,7 millones de años). Son sobre todo carbonatos bioclásticos. 2. En un segundo episodio los sedimentos se forman sobre las rocas del último evento volcánico. Su edad es Tortoniense superior a Messiense (entre hace 8,5 y 6,5 millones de años). Son también carbonatos bioclásticos, y margas, que se acumulan en zonas más profundas. 3. Sobre el episodio anterior se depositan un conjunto de unidades caracterizadas por la presencia de cuerpos arrecifales. Su edad es Messiniense (hace unos 6 millones de años).

LAS CUENCAS TERCIARIAS EN EL SURESTE PENINSULAR

a de Sierr

res Filab

MAPA GEOLÓGICO DEL ÁREA DE CABO DE GATA

Vera

Sorbas Cabrera Alhamilla Carboneras Níjar

Carboneras

Sierra de Gádor Almería

Fernán Pérez Cabo de Gata Cuenca de Almería ta rra Se

Sedimentos neógenos Rocas volcánicas neógenas

Las Negras

Sustrato bético

Rodalquilar

Cabo de Gata San José

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37

Los episodios sedimentarios

EPISODIOS SEDIMENTARIOS

Detríticos recientes indiferenciados 5º

Conglomerados Arenas bioclásticas

4.Tras el depósito de los arrecifes tiene lugar un fenómeno conocido como la crisis de desecación del Mediterráneo. El Mediterráneo se secó hace 5,5 millones de años como consecuencia de su desconexión con el Atlántico. Durante este período los materiales de los bordes fueron erosionados parcialmente y en las áreas centrales de la Gran Cuenca Mediterránea y de sus pequeñas

cuencas marginales se depositaron importantes espesores de yeso y de otras sales. Sobre ellos, o sobre la superficie erosiva, se depositaron sedimentos carbonatados típicos de mares cálidos: oolitos y estromatolitos. 5. Un último episodio marino da ya paso a la continentalización del medio (en el Plioceno, entre hace 5 y 2 millones de años).

Margas, limos y arenas ESTRATIGRAFÍA DEL ÁREA DE CABO DE GATA Brecha calcárea

Yesos Arrecifes costeros 3º

Biohermos, parches arrecifales Bloques de arrecifes, slumps

Sierra Cabrera

Cabo de Gata CUATERNARIO PLIOCENO

Carbonatos con estromatolitos y oolitas

MESSINIENSE

4º

Rocas volcánicas de alrededor de 8 millones de años de edad 1º

Carbonatos bioclásticos, localmente conglomerados volcanoclásticos Rocas volcánicas más antiguas de 9 millones de años o indiferenciadas Sustrato bético: micaesquistos, cuarcitas, dolomías, anfibolitas, etc...

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Millones de años

Carbonatos bioclásticos, localmente conglomerados volcanoclásticos

TORTONIENSE

Margas, a veces con diatomitas o turbiditas calcáreas intercaladas 2º

El depósito en las primeras cuencas marinas Juan C. Braga - José M. Martín

Tras la formación de los primeros relieves volcánicos de Cabo de Gata el mar invadió la zona generando pequeñas cuencas marinas, prolongaciones del propio mar mediterráneo. En estas pequeñas cuencas marinas, y sobre los relieves volcánicos, se depositaron los primeros sedimentos marinos conocidos en el área de Cabo de Gata, hace unos 9 a 8,7 millones de años (Tortoniense inferior). Mayoritariamente son rocas carbonatadas procedentes de sedimentos formados por esqueletos (fósiles) de briozoos, bivalvos, algas rojas calcáreas, equinodermos (erizos de mar), balánidos (bellotas de mar) y foraminíferos (a este tipo de rocas se les denomina carbonatos bioclásticos). Estos restos fósiles (conchas, caparazones, etc.) son bastante similares a los que están produciendo los organismos que actualmente viven en el Mediterráneo, aguas afuera de Cabo de Gata. Junto a los carbonatos generados por los seres vivos marinos, también se acumularon sedimentos procedentes de la denudación de los relieves volcánicos ya emergidos (se les llama depósitos volcanocásticos). La cuenca de Agua Amarga, hacia el oeste de la población, es una de las áreas donde mejor representación tienen estos sedimentos.

El mar, en el Tortoniense inferior rodeaba los relieves volcánicos. La costa tenía características similares a la actual.

Detalle de fondo marino actual en la Polacra. Los organismos (briozoos y algas rojas) son similares a los que vivieron y produjeron sedimentos en este período.

La cuenca de Agua Amarga, por ejemplo, era en aquel período una pequeña prolongación del Mediterráneo que se extendía entre los relieves volcánicos recientemente surgidos en el área de Cabo de Gata. Las estructuras sedimentarias indican que los carbonatos bioclásticos del Tortoniense inferior en la cuenca de Agua Amarga se formaron en medios litorales y marinos someros. No obstante, se puede reconocer en estos materiales una sucesión, en la que cada fase tuvo una geografía distinta, caracterizada por diferentes procesos sedimentarios.

Sedimentos (carbonatos bioclásticos) del Tortoniense inferior compuestos por restos fósiles de briozoos, algas rojas y bivalvos.

PALEOGEOGRAFÍA DEL ÁREA DE AGUA AMARGA HACE 9 MILLONES DE AÑOS (TORTONIENSE INFERIOR) Paleocosta Tierra emergida Sedimentación en cuenca marina Costa actual Agua Amarga

Tomado de Betzler et al. 1997

Estratificaciones cruzadas debidas a la acumulación de granos carbonatados de tamaño arena de esqueletos de organismos marinos (briozoos, bivalvos, algas rojas, etc.) en dunas submarinas a poca profundidad.

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El reinicio de la sedimentación tras el último episodio volcánico Juan C. Braga - José M. Martín

Los últimos volcanes del área de Cabo de Gata fueron activos entre hace 8,7 y 7,5 millones de años. En este período se formaron los domos de algunos de los relieves más característicos del Parque Natural, como son la parte superior de Los Frailes, el Cerro de los Lobos o Mesa de Roldán. La extrusión de material volcánico rompió en algunos puntos las rocas sedimentarias más antiguas, siendo algunos bloques englobados por las lavas. Sobre estos nuevos volcanes, y en ocasiones sobre rocas más antiguas, se instaló al final del período geológico Tortoniense, hace unos 7 millones de años, una plataforma marina somera que fue, de nuevo, una extensión del Mediterráneo entre el archipiélago de pequeñas islas generadas por la actividad volcánica. En este ambiente marino somero se depositaron sobre todo sedimentos carbonatados formados por restos de organismos marinos, por lo que se les llama carbonatos biocásticos.

Las erupciones volcánicas fragmentaron los sedimentos del episodio inferior (Tortoniense inferior), en la foto material rosado claro, y los englobaron en las lavas, en la foto material oscuro.

Fondo marino actual de Cabo de Gata. Los organismos presentes (briozoos, bivalvos y algas rojas) son los productores de carbonato, que se acumula en el fondo generando sedimentos carbonatados.

40

Carbonatos bioclásticos del Tortoniense superior compuestos por restos fósiles de briozoos, bivalvos y algas rojas.

El reinicio de la sedimentación tras el último episodio volcánico

Dentro de estas cuencas marinas someras, los organismos productos de carbonato, es decir aquellos que tienen conchas, caparazones, etc., vivieron de modo preferente inmediatamente por debajo de las zonas batidas por el oleaje, asociados

en gran medida a praderas de plantas con flor marinas. Las partículas de carbonatos producidas en esta factoría eran distribuidas por los temporales hacia la costa, donde se acumularon en playas y bajíos, y hacia mar adentro, en sucesivas

capas. Hacia zonas aún más profundas las partículas de carbonato eran cada vez más finas y, finalmente, daban paso a margas formadas por la mezcla de arcillas, transportadas por el mar en suspensión, y microesqueletos de organismos planctónicos.

MODELO SEDIMENTARIO DEL TORTONIENSE SUPERIOR Nivel del mar

Playas Bajíos Factoría Abanicos de capas

Estratificaciones y laminaciones cruzadas típicas de depósitos de playa.

Estratificaciones en artesa típicas de las dunas submarinas de los bajíos.

Acumulaciones de restos de organismos que producen el carbonato.

Abanicos de capas en la rambla de Los Viruegas

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Los arrecifes messinienses Juan C. Braga - José M. Martín

LOS ARRECIFES DE CORAL Hace unos 6 millones de años, en el período geológico Messiniense, y tras el depósito de los carbonatos templados y margas descritos anteriormente, un aumento de la temperatura del agua facilitó que se instalasen en el sureste peninsular y, en concreto, en la región de Cabo de Gata, arrecifes de coral. En la actualidad los corales arrecifales viven en aguas poco profundas en latitudes intertropicales, donde la temperatura media invernal del agua no baja de los 20º C. En estos emplazamientos construyen enormes volúmenes de roca y sedimentos a base de sus esqueletos calcáreos. La presencia de arrecifes en nuestra región indica que, en la época de su formación, el agua era más cálida que en el Mediterráneo actual.

Arrecifes construidos por coral (en la foto tonos claros), rodean en los mares actuales islas de origen volcánico, tal como sucedía hace 6 millones de años en Cabo de Gata.

Arrecife de coral

En Cabo de Gata los arrecifes de coral se formaron sobre o alrededor de los relieves volcánicos. Como puntos más característicos dentro del Parque Natural se encuentran los arrecifes del Cerro de los Lobos, La Molata de las Negras, La Higueruela y la Mesa de Roldan. Estos relieves eran islas o altos fondos que fueron colonizados por corales arrecifales y acabaron siendo cubiertos o rodeados por arrecifes.

42

Domo volcánico

Los corales calcáreos que viven actualmente en los trópicos son los constructores de los arrecifes.

En Mesa Roldán, un arrecife de coral rodeaba y cubría, hace 6 millones de años, un domo volcánico (tonos oscuros).

Evaporitas y carbonatos tras la recuperación del Mediterráneo Juan C. Braga - José M. Martín

En determinados sectores de Cabo de Gata tales como La Molata de las Negras, Mesa Roldán y otros, sobre el episodio arrecifal anterior se observa una superficie de erosión que afectó al arrecife y eliminó buena parte de sus depósitos. Esta superficie de erosión es la expresión en este área de la desecación messiniense del Mediterráneo, conocida como Crisis de Salinidad.

Aspecto de campo de los bancos de yeso.

Aspecto de campo de los estromatolitos, con su típica estructura laminar.

Tras el depósito de los yesos, bien sobre ellos o sobre la superficie de erosión que culmina los arrecifes, se identifica un depósito de sedimentos formados fundamentalmente por Su edad es de aproximadamente 5,5 carbonatos con estromatolitos y oolitos. millones de años (Messiniense terminal). En efecto, hacia esa edad el Mediterráneo se Los oolítos son partículas esféricas, con estructura interna de capas concéntricas de carbonato secó, al cerrarse la comunicación entre el cálcico. Atlántico y el Mediterráneo, evitando así la entrada de agua desde el primero. Durante ese período, los arrecifes de borde quedaron expuestos a la erosión, y en los sectores centrales, tanto de INTERPRETACÍÓN SEDIMENTARIA DE LOS YESOS DE ALMERÍA EN EL CONTEXTO MEDITERRÁNEO la cuenca marina principal, el Mediterráneo, como de la (Hace 5.9 Ma.) (Hace 5.5 Ma.) Arrecife costero pequeñas cuencas marginales Erosión Alisamiento Cuenca marginal Desecación que comunicaban con él, Salinidad normal como la de Sorbas o la de Precipitación Yeso y otras de yeso evaporitas Almería, se produjo el depósito de importantes Situación previa al depósito de las evaporitas, Depósito de las evaporitas en el interior de Depósito de las evaporitas en el centro del con formación de arrecifes en los márgenes las cuencas marginales al ser invadidas por las Mediterráneo al quedar éste desconectado masas de yeso. y sedimento margoso-limoso en la cuenca.

del Atlántico y secarse.

primeras láminas de agua en el proceso de recuperación del Mediterráneo.

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EVOLUCIÓN RECIENTE Y CONTINENTALIZACIÓN DE LA BAHÍA DE ALMERÍA J. Baena - C. Zazo - J. L. Goy - C. J. Dabrio

La Bahía de Almería y su entorno, Valle del Andarax, Campo de Níjar y área de Roquetas de Mar, ha constituido durante todo el Plioceno y Cuaternario (desde hace 5,2 millones de años) una gran cuenca sedimentaria, con predominio de materiales depositados en ambientes marinos. Al comienzo del Plioceno el mar ocupaba todas las actuales áreas deprimidas. Hacia el poniente llegaba hasta las laderas de la Sierra de Gádor. Por el Valle del Andarax alcanzaba la localidad de la Rioja y bordeaba Sierra Alhamilla, penetrando por todo el Campo de Níjar, en donde sólo emergía la Sierra de Cabo de Gata y partes de la Serrata de Níjar. El río Andarax, que actualmente desemboca próximo a Almería y en dirección norte - sur, lo hacía en el Plioceno más al noreste, entre Rioja y Viator. Los fuertes relieves que bordeaban la cuenca sedimentaria eran atravesados por ramblas que, como en la actualidad, suministraban materiales detríticos (bloques, cantos, arenas) a la cuenca marina. Durante el Plio - Cuaternario se produce un levantamiento de la región, que ocasionó un desplazamiento de la línea de costa en dirección sur.

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Detalle de una playa de arena cementada. Restos de fauna marina típica cálida (Strombus bubonius) señalada por el lápiz. Rambla de Amoladeras.

Depósito marino de una playa de cantos cubierta por depósitos continentales con costra calcárea a techo. Retamar.

Durante el Cuaternario, como consecuencia de los repetidos cambios climáticos, alternancia de períodos fríos glaciales y cálidos interglaciales, el nivel del mar sufre fuertes variaciones, que llegaron a ser del orden de 130 metros. Estas variaciones han condicionado continuos cambios en el trazado de la línea de costa y en la distribución y abundancia de los distintos depósitos marinos y continentales. En la bahía de Almería se observa, un magnífico registro de los distintos ambientes sedimentarios cuaternarios, tanto continentales (abanicos aluviales, sistemas dunares, etc.), como litorales y de transición (deltas submarinos de rambla, playas, albuferas y flechas litorales, etc.).

Detalle de una playa de cantos cementada. Retamar.

Depósitos marinos profundos en la Bahía de Almería. Margas limosas amarillas denominadas localmente margas con lepra.

Depósitos marinos someros carbonatados. Calcarenitas blanquecinas con fauna.

EVOLUCIÓN RECIENTE Y CONTINENTALIZACIÓN DE LA BAHÍA DE ALMERÍA

EVOLUCIÓN DE LA LÍNEA DE COSTA EN LA BAHÍA DE ALMERÍA DESDE EL PLIOCENO (HACE 5 MILLONES DE AÑOS) HASTA LA ACTUALIDAD

SIERRA ALHAMILLA SIERRA DE GÁDOR Posición antigua del río Andarax

SIERRA DE GÁDOR

Línea de costa antigua

Posición antigua del río Andarax Posición actual del río Andarax

Posición actual del río Andarax

SIERRA ALHAMILLA

SIERRA ALHAMILLA SIERRA DE GÁDOR Línea de costa antigua

Posición actual del río Andarax

Línea de costa actual

Línea de costa actual

Línea de costa actual

HACE 5.000.000 DE AÑOS

ÁREAS CONTINENTALES

Aeropuerto

Aeropuerto

Aeropuerto

Línea de costa antigua

Almería

Almería

Almería

Posición antigua del río Andarax

HACE 1.800.000 DE AÑOS

HACE 900.000 DE AÑOS

ÁREAS MARINAS

Interior continental

Aguas someras

Delta antiguo

Línea de costa antigua

Franja litoral

Aguas profundas

Delta actual

Línea de costa actual

45

EVOLUCIÓN RECIENTE Y CONTINENTALIZACIÓN DE LA BAHÍA DE ALMERÍA

PERFILES GEOLÓGICOS ILUSTRATIVOS DE LA ESTRUCTURA DEL RELLENO SEDIMENTARIO DE LA BAHÍA DE ALMERÍA

Sª Alhamilla Sª Alhamilla

Pozo de los Frailes Nivel del mar

Níjar Alquián

Nivel del mar

Sierra Alhamilla

po

Sierra de Gádor

Ca m

ALMERÍA

El Alquián

Ga

Depósitos del Plioceno superior (desde hace 3 a 1,8 millones de años)

ta

Depósitos cuaternarios (desde hace 1,8 millones de años a la actualidad)

de

Ní

ja

r

Níjar

Si

Bahía de Almería

Cabo de Gata Mar Mediterráneo

Punta del Sabinar Sustrato pre-neógeno

Rocas volcánicas neógenas

Basamento antiguo

Sª de Gádor Cuenca de Almería Almería

46

El Pozo de los Frailes

Roquetas de Mar

Depósitos del Mioceno (desde 23,7 a 5,2 millones de años) Terrenos volcánicos (desde 15,7 a 6,5 millones de años)

er

ra

de

Aguadulce

Depósitos del Plioceno inferior (desde hace 5,2 a 3 millones de años)

Prolongación de la Serrata

Cuenca de Cabo de Gata Banco de Pollux Nivel del mar

Cuencas neógenas y cuaternarias

La Cuenca de Almería - Níjar

Itinerario didáctico

1. Dinámica aluvial de ramblas: Las Amoladeras A. Martín Penela

LAS RAMBLAS

Canales

La rambla de las Amoladeras es un magnífico ejemplo de los sistemas aluviales de zonas áridas. Estos cauces, habitualmente secos, representan los canales por los que circulan corrientes de corta duración que fluyen como respuesta directa a las precipitaciones, sin apenas recibir agua de otra procedencia. La dinámica de estos sistemas aluviales está condicionada fundamentalmente por el clima y la escasez de vegetación. Las lluvias estacionales, frecuentemente violentas y de corta duración, generan una importante escorrentía superficial, con gran poder erosivo, que alimenta de agua y de sedimentos a estos cauces.

Barras

Suelen presentar amplios valles, normalmente poco sinuosos. Su lecho está ocupado por numerosos canales entrelazados y el fondo tapizado por sedimentos organizados en barras y depósitos de canal. Sus sedimentos están constituidos mayoritariamente por partículas de tamaño grava.

Los canales son muy móviles y se presentan como surcos que se entrecruzan entre sí, rodeando a las barras, que aparecen como montículos, sobre los que frecuentemente se asienta la vegetación. Las barras, de diferentes formas y tamaños, cambian su disposición y morfología después de cada avenida. 0

Canales Barras Llanura de inundación ocupada por el agua sólo durante las grandes avenidas

10/100 m

La llanura de inundación representa una porción del cauce que sólo es inundada en épocas de importantes avenidas. En ella suelen depositarse gran parte de los materiales finos que eran transportados en suspensión, dando lugar a depósitos que favorecen el desarrollo de suelos fértiles.

49

1. Dinámica aluvial de ramblas: Las Amoladeras

AVENIDAS Como resultado de una intensa tormenta, los cauces secos de las ramblas pueden transformarse, en corto tiempo, en violentos torrentes de agua cargada de lodo y detritos. Estas avenidas de gran intensidad, bruscas y violentas, pueden ser catastróficas y ocasionar grandes destrozos en zonas agrícolas y en construcciones realizadas, indebidamente, en los lechos de las ramblas o en las llanuras de inundación de las mismas. Las grandes avenidas tienen lugar esporádicamente, ligadas a cambios estacionales u ocasionales en las precipitaciones.

Daños ocasionados por una avenida.

50

FASES DE UNA AVENIDA

1. EPISODIO SECO

2. EPISODIO DE FUERTE CRECIDA

3. EPISODIO DE DISMINUCIÓN DE FLUJO

4. EPISODIO DE ESCASA ACTIVIDAD

1. Dinámica aluvial de ramblas: Las Amoladeras

LAS TERRAZAS ALUVIALES

ETAPAS EN LA FORMACIÓN DE UN SISTEMA DE TERRAZAS

Las terrazas aluviales son depósitos situados escalonadamente a los lados de un valle que corresponden a porciones no erosionadas de sedimentos aluviales anteriores. Cuando por cambios climáticos, tectónicos u otros se produce un rejuvenecimiento del sistema aluvial, las corrientes de agua erosionan profundamente los sedimentos de su lecho, quedando el nuevo cauce en una posición topográfica más baja con respecto al antiguo lecho.

1 Etapa de relleno aluvial. La corriente deposita gran parte de los sedimentos que transporta y se produce el relleno del cauce.

Terraza aluvial en rambla de Amoladeras.

Un cambio en el nivel de base hace que la rambla evolucione para alcanzar su estado de equilibrio. Sobre los depósitos antes formados se instala un nuevo lecho que erosiona los aluviones anteriores, que pasan a constituir el nivel de terraza más antiguo.

2 1ª terraza

Terrazas antiguas

3

Lecho de inundación Canales

Barras

1ª terraza

2ª terraza

Sustrato Si las condiciones se repiten, se sucederán nuevas etapas de relleno y de erosión que originarán varios niveles de terrazas.

51

2. Las playas fósiles de la rambla de Las Almoladeras C. Zazo - J. L. Goy - C. J. Dabrio - J. Baena

El entorno de la Rambla de las Amoladeras se caracteriza por presentar uno de los registros geológicos más completos, y con mejores condiciones de observación, de playas antiguas cuaternarias del litoral español. Estas playas marinas, que se desarrollaron fundamentalmente entre los últimos 200.000 años y la actualidad, están parcialmente cubiertas en superficie por sistemas dunares que empezaron a formarse hace unos 2.500 años. En el talud de la margen derecha de la desembocadura de la rambla pueden verse un conjunto de depósitos constituidos por arenas y cantos con fauna marina, muy cementados (conglomerados), que representan las playas antiguas y, por consiguiente, la posición de la línea de costa en ese momento. Mediante dataciones absolutas (Torio-Uranio), se han obtenido edades de 180.000, de 128-130.000 y de 95-100.000 años para los tres niveles de playas diferenciables. Todas la playas contienen fósiles de Strombus bubonius. Se denominan playas tirrenienses, nombre que deriva del mar Tirreno, por ser allí donde, por primera vez, fueron descritas playas con esta fauna característica. Una interpretación de la geometría del afloramiento permite diferenciar, de derecha a izquierda: en primer lugar unos sedimentos

52

conglomeráticos (A) correspondientes a la playa más antigua, de edad desconocida, que contiene restos de fauna semejante a la que actualmente vive en nuestras costas. Esta playa esta separada de las siguientes por un depósito de arenas cementadas que corresponden a una duna fósil, que se formó cuando el mar descendió, dejando los depósitos de la playa emergidos y sueltos, lo que permitió que el viento acumulara la arena. Los siguientes depósitos (B, C y D) consisten en conglomerados cementados, ricos en Strombus bubonius. Las separaciones entre las distintas playas consisten en superficies erosivas, generadas durante el descenso del nivel del mar en los períodos más fríos.

2. Las playas fósiles de la rambla de Las Almoladeras

Acanaladuras de oleaje

Nivel de playa

Plano o espejo de falla

Duna fósil SECCIÓN REAL

Planos de falla

Pozo

Playa actual Nivel del mar

Dunas actuales Rambla Amoladeras

SECCIÓN INTERPRETADA SO

NE

Playa actual N. mar

Duna

D 95.000 años

A 128.000 años

C

B 180.000 años

>250.000 años

Cada posición de la línea de costa ha dejado un nivel de playa fósil asociado. En el afloramiento de la desembocadura de Rambla de las Almoladeras pueden observarse cuatro niveles de playas fósiles superpuestos con edades de más de 250.000, 180.000, 128.000 y 95.000 años, respectivamente. Los tres niveles últimos contienen fósiles de un molusco marino (Strombus bubonius), que aún pervive en costas actuales tropicales, lo que manifiesta el carácter cálido, casi tropical, del clima de esta costa en esas épocas.

53

2. Las playas fósiles de la rambla de Las Almoladeras

DISTRIBUCIÓN GEOGRÁFICA ACTUAL Y FÓSIL DE STROMBUS BUBONIUS

0

IBERIA

ge r

ÁFRICA Golfo de Guinea

S. bubonius, (actual)

Detalle de la forma de Strombus bubonius en niveles de playas fósiles, sobre las que se instala el actual cordón litoral.

Lago Chad

Río Nílo

Océano Altlántico

Trópico de Cancer

Ní

54

Mar Mediterráneo

Islas Canarias

Ecuador

El Strombus bubonius es un molusco marino, Gasterópodo, típico de mares cálidos que, procedente del África Ecuatorial Atlántica, entró en el Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar cuando la temperatura superficial del agua del mar, y la atmosférica, era unos grados más alta que la actual. Durante la última glaciación, entre los 65.000 y los 10.000 años, las aguas oceánicas se enfriaron, lo que provocó una nueva migración de estas especies hacia el África Ecuatorial, en cuyas costas siguen viviendo en la actualidad, formando parte, incluso, del régimen alimenticio de los pobladores de este litoral.

1000km

Río

Las playas antiguas del litoral de Almería contienen abundantes fósiles de especies marinas que no habitan estas costas en la actualidad, pero que poblaron este litoral entre hace 180.000 y 70.000 años. El Strombus bubonius es, entre ellos, un fósil de especial importancia. Este hecho se debe a que es un excelente indicador paleoecológico, ya que acusa con gran sensibilidad las variaciones de salinidad y temperatura del agua del mar. Su presencia en estas playas fósiles nos indica que el mar que bañaba la costa de Almería fue en otro momento más cálido, propio de ambientes subtropicales.

S. bubonius, (fósil)

Corriente fría de Canarias

Vistas dorsal y ventral de un ejemplar de Strombus bubonius.

3. El sistema dunar de la desembocadura de rambla Morales C. Dabrio - J. L. Goy - J. Baena - C. Zazo

Los sistemas de dunas que se observan en los alrededores de la desembocadura de la Rambla Morales se producen por la acción de los vientos de poniente, que levantan la arena de las playas y la transportan próxima al suelo, acumulándola alrededor de pequeños arbustos o irregularidades topográficas del suelo. Así se inicia la construcción de la duna.

Las variaciones del nivel del mar ocurridas en esta costa a lo largo del Pleistoceno - Holoceno han dado origen a varias fases de formación de dunas. Las dunas más antiguas están cementadas, las más recientes pueden ser: semimóviles, cubiertas ya por la vegetación, o móviles, que son las que acabarán sepultando a las anteriores, en su avance hacia tierra.

FORMACIÓN Y DEGRADACIÓN DE LOS SISTEMAS DE DUNAS DE CABO DE GATA

B

A Strombus bubonius

Nivel del mar

C

Viento de poniente

Playa activa Nivel del mar

1

1

1

1 Strombus bubonius

primer sistema de dunas Un pequeño descenso del nivel del mar deja la playa, algo más extensa, bajo los efectos de la erosión del viento de poniente, que arrastra los elementos más finos (arena) en forma de trenes de dunas (primer sistema). E

D 2 2

1

1

1

2

1

playa activa actual

2

Segundo sistema de dunas Otro ligero descenso del nivel del mar ocasiona una repetición del mismo fenómeno que origina un nuevo tren de dunas (2º sistema), que avanza mezclándose con el anterior.

3

1 2

dunas pleistocenas fósiles playas pleistocenas fósiles

Sobre las playas y dunas fósiles, se deposita la primera playa activa de edad holocena (menos de 10.000 años) (1).

2º episodio de playa activa

2

1

1

1

playa activa holocena Un nuevo ascenso del nivel del mar deposita otro episodio de playa (2) sobre la superficie erosionada de la anterior. Las dunas siguen avanzando.

Finalmente el último suave ascenso del nivel del mar instala la playa actual (3). Las dunas avanzan, pero han ido desapareciendo por la explotación intensiva de la arena para el enarenado de los invernaderos. La explotación de estos sistemas dunares está en la actualidad absolutamente prohibida.

55

4. La laguna de rambla Morales C. Dabrio - J. L. Goy - J. Baena - C. Zazo

En la desembocadura de rambla Morales suele instalarse, con carácter casi permanente, una pequeña laguna. Su origen se debe a la interacción entre el propio sistema de la rambla y el de la playa. Durante dos épocas del año (final de primavera - inicio del otoño) en la costa mediterránea se suele registrar el fenómeno denominado gota fría, que consiste en lluvias intensas y torrenciales concentradas en períodos muy cortos de tiempo (algunos días); Durante ese período las ramblas transportan gran cantidad de agua y sedimento, que finalmente se depositan en el mar al ser erosionadas las playas anteriores que cerraban las desembocaduras, debido a la gran capacidad de arrastre de la rambla (estadio de alta energía). Estos sedimentos, durante los períodos de buen tiempo (estadio de baja energía) son redistribuidos a lo largo de la costa mediante las corrientes litorales o corrientes de deriva, que en el caso de la costa de Rambla Morales circulan en dirección sureste, regenerándose de nuevo las playas y flechas. Como estas playas son topográficamente más altas que el fondo de la rambla, dejan hacia tierra una pequeña depresión que se rellenará del agua de lluvia escasa que se acumula durante los periodos inter - torrenciales. Este agua, al no tener fuerza de arrastre, queda estancada originando una laguna en la desembocadura de la rambla.

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D esembocadura de la Rambla de Morales Laguna Vista aérea de la desembocadura de Rambla Morales.

Aspecto de la playa actual que forma parte del cordón litoral que cierra la desembocadura de la rambla.

Flecha de cierre de la desembocadura

Vista de la laguna de la desembocadura de Rambla Morales. Puede observarse cómo la flecha litoral actual, más alta topográficamente, produce el cierre de la rambla, lo que impide el normal desagüe de la misma al mar. Esta situación persiste hasta que en una situación de alta energía, la rambla rompe el cordón litoral arrastrando al mar los sedimentos.

4. La laguna de rambla Morales

ESQUEMA SIMPLIFICADO DEL PROCESO DE FORMACIÓN DE LA LAGUNA DE LA DESEMBOCADURA DE RAMBLA MORALES

1. ESTADIO DE ALTA ENERGÍA

3. NUEVO ESTADIO DE ALTA ENERGÍA

2. ESTADIO DE BAJA ENERGÍA

Flecha litoral (Playa - Dunas)

Flecha litoral antigua

Flecha litoral nueva

Depósitos de laguna

Laguna temporal Sedimentos

Sedimentos

Sedimentos

Rambla Morales Barras

Deriva litoral Rambla

Deriva litoral Laguna

Deriva litoral Rambla

57

5. Las Salinas de Cabo de Gata J. L. Goy - C. J. Dabrio - J. Baena - C. Zazo

LA ALBUFERA NATURAL Las actuales salinas de Cabo de Gata constituyen un ejemplo magnífico de sistema de albufera o laguna trasplaya habilitada por el hombre como salina mediterránea. Estos tipos de sistemas son naturales, y se generan a favor de un área deprimida por detrás de la línea de costa, donde se acumula agua dulce. Ésta permanece separada del mar por playas barrera, alimentandas principalmente del sedimento grueso aportado por las ramblas y desplazado a lo largo de la costa por la deriva litoral. Las lagunas reciben aportaciones hídricas del agua de lluvia, de los cauces que evacuan hacia ellas y, en ocasiones, de los acuíferos subterráneos y del propio mar. La laguna tiende a rellenarse con sedimentos de diversas fuentes. Los más importantes son los proporcionados por los aparatos aluviales que desagüan los relieves de sierra circundantes. Menor importancia tiene el sedimento arenoso

58

de las playas arrojado por el oleaje por encima de la playa barrera y el limo eólico aportado por el viento. La evaporación, controlada principalmente por la insolación directa y por el viento, juega un papel muy notable en la dinámica de estas lagunas, contribuyendo eficientemente a su desecación, de aquí que sean dispositivos idóneos para la fabricación de sal.

ESQUEMA GEOMORFOLÓGICO IDEALIZADO DE LAS SALINAS Albufera

Abanicos abiertos

Sierra Orla lagunar

Bajada Avenida

Abanico aluvial Evaporación ya b Pla

Laguna

R am bla

arre

ra

Cabo de Gata

Oleaje Viento ya Pla

Oleaje

Sierra de Gata

Laguna Deriva litoral

Vista aérea del sistema de abanicos aluviales abiertos que procedentes de los relieves de la Sierra de Gata, invaden la albufera de Cabo de Gata. En algún caso se trata de abanicos coalescentes ya que conectan y se superponen lateralmente unos con otros.

5. Las Salinas de Cabo de Gata

ESQUEMA HIDROLÓGICO IDEALIZADO DE LAS SALINAS

Una sección esquemática de la laguna mostraría los diversos elementos dinámicos y morfológicos:

Polvo atmosférico Abanicos aluviales procedentes de los relieves circundantes

Lluvia Evaporación

Escorrentía

A C

Traspaso de agua y sedimento

B

Sedimentos finos y algunos precipitados

Mar

D

E Infiltración

Agua subterránea

Área deprimida

Superfície erosiva formada durante periodos de nivel del mar bajo

Antigua barrera litificada y cementada

Barrera actual

Cordón litoral reutilizado

Coluviones Cordones litorales Playa

Salinas

Albufera

Laguna

Sistemas de abanicos aluviales

Sierra de Cabo de Gata

Los depósitos de la laguna (E)conectan con los de los abanicos aluviales (A) y con los de la parte trasera de la playa (B) que obedecen al aporte de sedimentos durante los grandes temporales, cuando el oleaje puede sobrepasar la playa barrera). El modelo es sólo activo en los períodos en que, como en la actualidad, el nivel del mar permanece alto, que coincide con los interglaciales. Por contra, durante las glaciaciones el nivel del mar ha permanecido más bajo, situándose la playa más al sur. En esas épocas la zona quedaría sometida a la acción erosiva de los agentes externos (viento, escorrentía, etc.), formándose una superficie erosiva (C). Cuando la laguna y el cordón litoral se activan, en periodos interglaciales, la playa crece hacia el mar (prograda) (D) y se acumula un cierto espesor de sedimento en la laguna (E).

Vista de las salinas desde el sur.

59

5. Las Salinas de Cabo de Gata

FUNCIONAMIENTO DE UNA SALINA MARITIMA Los sistemas naturales de albufera como el de Cabo de Gata han sido aprovechados históricamente por el hombre para la obtención de sal: son las características salinas marítimas mediterraneas. Básicamente consiste en someter al agua del mar a un proceso de evaporación controlado, por medio del cual se produce un progresivo aumento de la salinidad, hasta que se alcanza el estadio de saturación y precipita la sal común (Halita, ClNa). Para ello se establece un circuito que consta de unas balsas concentradoras (A, B y C) de gran extensión y poca profundidad, alimentadas directamente con agua de mar a salinidad de 36 gramos por litro. El agua de mar se introduce por un canal hasta las primeras balsas concentradoras (A), en las que queda retenida la macrofauna marina (peces, gasterópodos,...) y se produce la decantación de materiales en suspensión (terrígenos). La precipitación de carbonatos cálcico - magnésicos ( hasta aumentar la salinidad de 36 a 140 gramos por litro) y la eliminación de los microorganismos (algas, bacterias,...) presentes en el agua marina termina de realizarse en un concentrador intermedio (B).Tras esta primera fase, el agua sigue en su recorrido por los

60

PROCESO SALINERO

Evaporación

Concentradores

C

B

A

350 g/l 140 g/l 80 g/l (Salinidad en gramos /litro)

36 g/l

Bomba o pileta

Mar

A

Cristalizador

B

C D

D

325 g/l 370 g/l

Salmuera Cl2Mg

Láminas de sal (halita) flotantes formadas en ausencia de vientos.

Vista aérea de las salinas desde el este. Las letras corresponden a la identificación de las diferentes áreas de las salinas referidas en el texto y en el esquema del proceso salinero.

diferentes concentradores (C), favoreciéndose la precipitación de sulfato cálcico (hasta alcanzar una salinidasd de 140 a 325 gramos por litro). Una vez retirados de la solución salina estos productos

no deseados, la salmuera pasa a los cristalizadores (D) donde se produce la precipitación de sal común (325 - 370 gramos por litro), extrayéndose para su almacenaje, depuración y posterior venta.

6. Domos volcánicos de Punta Baja, el Faro y Vela Blanca Juan M. Fernández

LA SERIE VOLCÁNICA La costa en las proximidades del faro de Cabo de Gata muestra unos excelentes afloramientos de rocas volcánicas masivas que manifiestan la estructura de un tipo de elementos volcánicos de lava llamados domos. Su edad de formación es superior a los 12 millones de años. Están rodeados por una secuencia compleja de rocas piroclásticas y coladas de lava, de composiciones variadas, que han sido afectadas por alteración hidrotermal. La subida al Cerro de la Vela Blanca ilustra sobre las sucesiones de rocas volcánicas existentes en el extremo sur de la Sierra de Cabo de Gata:

Se observa a distancia la disyunción columnar. ◗ El domo de Vela Blanca corta a las tobas y puede ser simultáneo a la formación de las coladas de lava antes mencionadas. Está muy alterado e impregnado de óxidos de manganeso, lo que le confiere un color muy oscuro (Punta Negra). ◗ Sobre las coladas aparece otro nivel de rocas piroclásticas que se extiende algunos kilómetros hacia el norte. ◗ El vértice más alto (Bujo, 374 m) corresponde a un domo andesítico que corta a la secuencia anterior. Domos similares se reconocen en diferentes puntos del macizo sur de Cabo de Gata. Bujo (373) Diques

◗ En torno a los domos de Punta Baja - Cabo de Gata se reconocen una rocas denominadas tobas, de color blanco. Son de origen piroclástico (ignimbritas), es decir, se han producido en erupciones de alta explosividad. Son las rocas más antiguas del área. ◗ Sobre ellas aparece otro nivel de tobas grisáceas, también piroclásticas. ◗ Por encima se reconocen unas coladas de lavas andesitas (roca de carácter intermedio). Forma un resalte bien definido, que se repite en la ladera al ser afectada por varias fallas.

Niveles piroclásticos andesíticos Coladas de lava

Cerro de vela blanca (213m)

Fallas Tobas grises Domo de Vela Blanca Aluvial

Punta negra

Tobas blancas Cala Rajá Arrecife del dedo

Domo de Punta Baja

Tobas blancas (rocas pirocásticas, ignimbritas)

Tobas grises (rocas piroclásticas, ignimbritas)

Andesitas anfibólicas masivas (domos)

Andesitas piroxénicas masivas (coladas, diques y domos)

Rocas piroclásticas (andesitas piroxénicas)

Depósitos aluviales recientes

61

6. Domos volcánicos de Punta Baja, el Faro y Vela Blanca

LAS ESTRUCTURAS VOLCANICAS El complejo de domos de Punta Baja - Faro - Vela Blanca se compone de varios cuerpos de lava masiva alineados en dirección este - oeste extruidos aprovechando, probablemente, una fractura en esa dirección. Los domos son formas volcánicas originadas cuando la lava viscosa, rica en sílice, fluye lentamente a la superficie, y se acumula en la propia boca de salida, solidificándose y taponándola. A veces, la lava no llega a salir a la superficie, y forma una acumulación bajo las rocas encajantes que se denomina criptodomo. El complejo en este área contiene dos domos principales, uno bajo el faro y otro en Punta Baja, en los que se pueden reconocer espectacularmente una serie de estructuras volcánicas muy características: La más destacable es la disyunción columnar, típica de rocas masivas. Se produce al enfriarse la lava lentamente tras su emplazamiento. El volumen de la lava al solidificar disminuye ligeramente, y esta contracción es acomodada por la formación de las grietas dispuestas regularmente, de modo perpendicular a la superficie de enfriamiento

62

de la lava. La peculiar forma de las columnas de roca, hexagonales, hace que se hayan aprovechado, en éste y otros puntos de la Sierra de Cabo de Gata, para la obtención de adoquines.

Se generan sobre todo hacia los bordes de los domos, e incluso pueden encontrarse formando pliegues, durante la extrusión. Los bandeados de color indican la existencia de ligeras heterogeneidades en la composición de la lava durante la extrusión, mientras que la laminación de flujo se produce por la resistencia al flujo de la lava viscosa en los bordes del domo.

Otros estructuras observables en estas rocas son la laminación y el bandeado de flujo.

CRIPTODOMO Y ESTRUCTURAS ASOCIADAS

Emersión parcial Disyunciones columnares

Bandeados de color

Laminación de borde Encajante (tobas blancas)

Núcleo

Brechas (tipo Mónsul)

6. Domos volcánicos de Punta Baja, el Faro y Vela Blanca

Toba blanca en Cala Rajá, materiales piroclásticos (ignimbritas) en los que encajan los domos de Punta Baja, Faro y Vela Blanca.

Disyunciones columnares en abanico en Punta Baja, aprovechadas históricamente para la extracción de adoquines.

Disyunciones columnares en el domo de Punta Baja.

Laminación de flujo en el borde del domo del Faro de Cabo de Gata.

63

7. Los volcanes de Mónsul Juan M. Fernández

LOS VOLCANES SUBMARINOS DE MÓNSUL Los acantilados volcánicos del entorno de Mónsul están constituidos por aglomerados (o brechas) volcánicos. Son un tipo de roca formada por cantos angulosos de roca volcánica (andesita), con diámetros que van desde milímetros a metros, englobados en una matriz más fina, tamaño arena, también de origen volcánico. Estos materiales tienen su origen en erupciones submarinas producidas hace aproximadamente de 10 a 12 millones de años, desde volcanes sumergidos. Los volcanes se hallaban próximos unos a otros, de manera que, una vez producida la explosión, el material arrojado se sedimentaba en el fondo marino en capas superpuestas.

En la panorámica frontal puede diferenciarse la zona de alimentación del volcán. Está constituida por lavas andesíticas, más oscuras, y presentan unas estructuras muy características denominadas disyunciones columnares. Estas estructuras se producen debido a la contracción de la lava al enfriarse.

INTERPRETACIÓN DE LA PANORÁMICA OBSERVADA Ensenada de la Media Luna Ensenada de Mónsul

Duna Playa Aparcamiento Aglomerados o brechas volcánicos

Lavas andesíticas con disyunción columnar

RECONSTRUCCIÓN DEL PROCESO GENÉTICO Nivel del mar durante la erupción

Zona de alimentación del volcán

64

Playas y dunas

Derrubios

8. La duna ‘barján’ del Barronal o de Mónsul C. Dabrio - J. Baena - J. L. Goy - C. Zazo

El viento lleva a cabo dos acciones fundamentales, erosión y acumulación,que dan origen a determinadas morfologías, dentro de las que se incluyen las dunas. Se utiliza el término duna, en sentido amplio, para designar a la mayoría de las formas de acumulación arenosas originadas por el viento. En las dunas del litoral de Almería los tipos dominantes, según la morfología en planta, son:

los barjanes, o dunas de media luna, con los cuernos o puntas dirigidos en la dirección del viento; las dunas parabólicas, con los cuernos dirigidos en la dirección contraria al viento; Las dunas rampantes, se producen cuando cerca de una zona llana, con material arenoso suelto, existe un relieve orientado casi perpendicularmente a la dirección del viento dominante.

TIPOLOGÍAS DE DUNAS EN CABO DE GATA DUNAS PARABÓLICAS

DUNAS BARJÁN

Viento Cresta Vegetación

Viento

Cara de sotavento Cara de ba rlovento

Viento

Depresión Lunita

Cuerno Duna “barján” de Mónsul. 1. Acumulación de arena a favor de vegetación

2. Migración del barján y aumento de tamaño Viento

DUNAS RAMPANTES DUNAS ACUMULADAS A FAVOR DE LA VEGETACIÓN Viento

Viento

Duna ico olcán rato v Subst

Movimiento de arena a favor del viento en la duna “Barján” de Mónsul. Viento

65

9. El volcán de Los Frailes Juan M. Fernández

El Cerro de Los Frailes (493 m.), es uno de los elementos más destacados de su Complejo Volcánico. Se compone de dos unidades volcánicas bastante diferenciadas: una unidad inferior de andesitas anfibólicas, y otra superior de andesitas basálticas oscuras, que conforman las dos cumbres principales (El Fraile y el Fraile Chico), mucho más recientes. El conjunto de los Frailes se apoya sobre las andesitas que constituyen el macizo volcánico del sur de la Sierra de Cabo de Gata, muy alteradas por procesos hidrotermales.

UNIDAD INFERIOR LAS ANDESITAS ANFIBÓLICAS La unidad inferior de los Frailes constituye el techo hundido de una cámara magmática vaciada durante una o varias erupciones muy intensas. En estas erupciones un gran volumen de material magmático sale a la superficie por fenómenos muy explosivos y rápidos, y el techo de la cámara magmática se colapsa dando lugar a un conjunto caótico de rocas fragmentadas, junto con restos de domos y coladas de lava, que constituyen los materiales más comunes de esta unidad inferior. Las fases explosivas están señaladas por los niveles de rocas piroclásticas (tobas) de diferentes tipos, que se encuentra

intercaladas entre las unidades de brechas caóticas. En numerosos puntos se encuentran además niveles de rocas sedimentarias propias de ambientes de playa y marinos someros, ricas

PANORÁMICA GEOLÓGICA DEL VOLCÁN DE LOS FRAILES DESDE EL MIRADOR DE LA ISLETA

SO

NE

Domos sumitales El Fraile Chico

El Fraile (493 m)

ANDESITAS BASÁLTICAS

Niveles sedimentarios

Cuevas del Cerro de Sacristán Santa Cruz

Canteras de Bentonita

Morrón de Mateo DACITAS

ANDESITAS ANFIBÓLICAS

Castillo de San Felipe Playa fósil de Los Escudos

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ABANICOS ALUVIALES Rambla UNIDAD SEDIMENTARIA

DOMOS DE LA ISLETA

9. El volcán de Los Frailes

en fósiles, intercaladas entre las rocas volcánicas de la unidad inferior, y muy abundantes entre las unidades inferior y superior. La edad de la unidad inferior está comprendida entre 10,8 y 12,4 millones de años para unos autores, y alrededor de 14,4 según otros. UNIDAD SUPERIOR LAS ANDESITAS BASÁLTICAS

Son rocas relativamente bien conservadas, sin alteración, cuya edad se estima en 8,5 - 8,6 millones de años. Se sitúan además sobre sedimentos ricos en fósiles del Tortoniense, propios de ambientes marinos someros, y sedimentos de playa. Estos datos apuntan a que esta unidad superior de los Frailes constituía una isla volcánica durante su formación hace 8 millones de años.

Las cumbres de los Frailes están constituidas por una unidad de andesitas basálticas. Estas rocas son las más básicas (pobres en sílice) de Cabo de Gata, aunque con propiedad no llegan a ser basaltos.

La unidad se compone de dos centros principales de emisión que dieron salida a varias coladas de lava masiva (a unos 1000º C de temperatura), cuya característica disyunción columnar ha sido aprovechada para la

extracción de adoquines (se pueden observar algunas canteras a media ladera). Otras fases de emisión dieron lugar a abundantes aglomerados o brechas piroclásticas, en erupciones algo más explosivas. El fin de la actividad magmática está marcado por la extrusión de los domos que constituyen las dos cumbres antes mencionadas (domos sumitales), que sellan los conductos eruptivos. La erosión ha sido muy intensa hasta la actualidad, pero la mayor resistencia relativa de los domos de lava masiva ha configurado una morfología erosiva groseramente cónica para esta unidad.

PANORÁMICA GEOLÓGICA INTERPRETADA DEL VOLCÁN DE LOS FRAILES DESDE EL MIRADOR DE LA ISLETA

SO

NE

ANDESITAS BASÁLTCAS (8 M.A.) San Cerro de José Enmedio

AGLOMERADOS VIEJOS (ANDESITAS)

RELLLANA de Rodalquilar

El Fraile

COLADAS DE LAVA

DOMOS SUMITALES

IGNIMBRITAS D E LA CALDERA DE RODALQUILAR

NIVELES SEDIMENTARIOS UNIDAD VULCANO-SEDIMENTARIA

ANDESITAS ANFIBÓLICAS (12-10 M.A.)

ANDESITAS MASIVAS

67

10. La duna fósil de los Escullos C. Zazo - J. L. Goy - J. Baena - C. Dabrio

En el litoral almeriense ha habido tres fases importantes de sistemas de dunas durante el Cuaternario: dunas grisáceas cementadas, formadas por fragmentos de esquistos, rocas volcánicas y granos de cuarzo, como las que se observan en rambla Amoladeras, y que se generaron en una edad comprendida entre los 250.000 y 180.000 años de antigüedad; dunas oolíticas de color blanco, constituidas por granos redondos denominados oolitos, de 128.000 a 100.000 años de antigüedad (último periodo interglacial); y, finalmente, dunas grisáceas sin cementar, que presentan la misma coloración y composición que las primeras aunque en este caso no están cementadas, formadas desde hace 6.000 años hasta la actualidad. En la ensenada de Los Escullos, bajo el castillo de San Felipe, puede observarse, sin duda, el mejor afloramiento correspondiente a las dunas oolíticas blancas fósiles del litoral del Parque. Existen, no obstante otros afloramientos en el Playazo de Rodalquilar y Los Genoveses. Estos sistemas dunares antiguos son excelentes indicadores, no sólo de la posición de la línea de costa en el momento de su formación, sino de las condiciones ecológicas y ambientales. En efecto, las dunas oolíticas se generaron debido a la movilización por el viento del

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sedimento de antiguas playas oolíticas, formadas en un ambiente más cálido que el actual. Esto se reconoce por la existencia de fauna asociada propia de mares cálidos (Strombus bubonius) y de los propios oolitos. Al microscopio se observa que los oolitos están constituidos por un núcleo de granos de cuarzo o fragmentos de roca o pellets fecales y una envoltura que presenta varias capas concéntricas de aragonito. Los oolitos se forman actualmente en la zona infralitoral, a pocos metros de profundidad, en fondos de aguas cálidas saturadas en carbonato y muy agitadas por las olas.

Castillo de San Felipe de Los Escullos Isleta del Moro

Duna oolítica El Castillo de San Felipe de Los Escullos se asienta sobre una espectacular duna oolítica fósil. Sin duda el mejor registro de este tipo de materiales en el ámbito del Parque.

En el ámbito del Parque de Cabo de Gata existen dunas oolíticas fósiles en otros puntos: aquí pueden verse los afloramientos de Los Genoveses.

10. La duna fósil de los Escullos

DUNAS OOLÍTICAS DE LOS ESCULLOS

Los Escullos

Dunas oolíticas

Los Frailes

Mar

DETALLE DE AFLORAMIENTO A

Oolitos

B

Dirección de paleovientos ESTRUCTURA INTERNA DE LAS DUNAS

Aspecto microscópico (lámina delgada) de los componentes de la duna oolítica de Los Escullos (foto A). Al aumentar la resolución (foto B) se identifican perfectamente los oolitos, las partículas esferoidales que destacan en la matriz arenosa.

69

11. Los abanicos aluviales de la rellana de La Isleta-Los Escullos J. L. Goy - C. Zazo - C. Dabrio - J. Baena

La Sierra de Cabo de Gata presenta un relieve abrupto con fuertes pendientes, que contrasta con la suave morfología de las depresiones litorales (rellanas). El brusco cambio de pendiente que se produce en el curso de los pequeños barrancos cuando abandonan el relieve de sierra

para entrar en las depresiones, provoca una pérdida de la capacidad de transporte y la consecuente acumulación (depósito) de los sedimentos que movilizan (cantos, bloques, arcillas, etc.) hacia la zona más deprimida. Se forma, así, un abanico aluvial abierto.

ESQUEMA GEOLÓGICO SIMPLIFICADO DE LOS DEPÓSITOS CUATERNARIOS DEL ÁREA DE LA ISLETA-LOS ESCULLOS

Depósitos fluviales

Holoceno

Depósitos aluviales Abanicos

Depositos encauzados terrazas y cauces

Fase 6 (c)

Cauce actual

Fase 6 (b)

Dep. de veritente Dep. de gravedad

Coluviones y depósitos de laderas indeferenciados

Depósitos litorales Dep. marinos

Dep. eólicos

Playa Cordón litoral

Terraza 2ª Fase 5 Pleistoceno

Cuaternario

Fase 6 (a)

Fase 4 Fase 3 Fase 2 Fase 1

Mioceno

70

Terraza 1ª

Rocas volcánicas

Cauce abandonado

Dunas eolíticas

11. Los abanicos aluviales de la rellana de La Isleta-Los Escullos

Un descenso del nivel del mar, junto con una elevación lenta del relieve, provoca el encajamiento del barranco inicial (canal principal) en los depósitos del abanico abierto más antiguo, sobre cuya superficie se han podido ya desarrollar incluso suelos.

PROCESOS DE DEPOSICIÓN Y ENCAJAMIENTO EN ABANICOS ALUVIALES

ABANICO ABIERTO

ENCAJAMIENTO Sierra de Cabo de Gata

Sierra de Cabo de Gata Paleosuelo

La formación de los siguientes abanicos, durante el inicio de una nueva subida del nivel del mar, da lugar a los abanicos encajados a una cota altimétrica inferior a la primitiva.

Nivel del mar

Nivel del mar Levantamiento lento Acabanico 1ª fase

En el área de La Isleta - Los Escullos, se observan varias superficies (techo de los abanicos) encajadas, inclinadas ligeramente hacia el mar, que representan las distintas fases de formación de abanicos a lo largo del Cuaternario. Éstas se han debido a cambios en las condiciones climáticas, tectónicas y eustáticas (oscilaciones del nivel del mar), y su estudio proporciona información muy interesante sobre dichas condiciones.

Los Escullos

Acabanico 2ª fase

La Isleta

Vista aérea de la zona La Isleta - Los Escullos en la que pueden observarse la disposición muy esquematizada de los abanicos aluviales de la 2ª fase.

71

11. Los abanicos aluviales de la rellana de La Isleta-Los Escullos

PANORÁMICA DEL MIRADOR DE LA ISLETA E INTERPRETACIÓN DE LOS SISTEMA DE ABANICOS ALUVIALES

Enraizamiento del abanico aluvial

Cerro de Los Filabres Los Escullos

Abanico fluvial 3ª fase

Abanico fluvial 1ª fase

Abanico fluvial 2ª fase

Playas Dunas oolíticas MIRADOR DE LA ISLETA

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Depósitos de vertiente indiferenciados

Playas

Abanicos aluviales 1ª fase

Rocas volcánicas

Dunas fósiles oolíticas

Abanicos aluviales 2ª fase

Abanicos aluviales 3ª fase

12. Las calderas volcánicas de Rodalquilar Juan M. Fernández

Uno de los edificios volcánicos más significativos del Complejo Volcánico de Cabo de Gata es el de las Calderas de Rodalquilar, en el centro de las cuales se alojan los conocidos yacimientos de oro. En Rodalquilar se da la superposición o anidamiento de dos calderas sucesivas, la mayor es la Caldera de Rodalquilar, y dentro de ella se sitúa la Caldera de la Lomilla (denominada así por la Lomilla de Las Palas). Ambas calderas son estructuras de colapso producidas por erupciones de alta explosividad, que dieron lugar a dos grandes unidades de rocas piroclásticas, las llamadas Ignimbritas de Cinto y las Ignimbritas de Lázaras, respectivamente. Las calderas son estructuras

de colapso que se producen cuando, durante una erupción de gran magnitud, la cámara magmática se vacía muy rápidamente y su techo se hunde, dejando una depresión groseramente circular.

Detalle de las coladas de pómez del Cinto. El punteado oscuro corresponde a grandes cristales de cuarzo.

ESQUEMA GEOLÓGICO INTERPRETADO DE LAS CALDERAS VOLCÁNICAS DE RODALQUILAR

Caldera de Rodalquilar

SE

NO

Caldera de la Lomilla La Rellana

Ignimbrita de Lázaras

Minas Cerro del Cinto

La Isleta Domos de borde de caldera Detalle de las brechas de colapso de Cinto. Concentración de bloques (oscuros) en una colada de pómez (colores claros).

Brechas de colapso

Roca precaldera

Intrusiones andesíticas alteradas

Ignimbrita de Cinto

600 400 200 Nivel del mar -200 -400 -600 -800 m

Intrusiones andesíticas sin alteración

73

12. Las calderas volcánicas de Rodalquilar

HISTORIA GEOLOGICA La Caldera de Rodalquilar y la Ignimbrita del Cinto La Caldera de Rodalquilar es la mayor, con 4 x 8 Km de anchura y forma ovalada. Su origen está relacionado con el de la potente unidad piroclástica de la Ignimbrita del Cinto, formada hace unos 11 millones de años, sobre una masa de coladas andesíticas más antiguas (A) por el colapso de una cámara magmática. Tras el hundimiento de la Caldera de Rodalquilar y la formación de la Ignimbrita de Cinto (B), la cámara magmática volvió a rellenarse y las ignimbritas de relleno de caldera se abombaron dando lugar al actual Cerro del Cinto (domo resurgente). Este fenómeno es muy común en la dinámica de las calderas y se llama resurgencia (C).

El sistema de fracturas generado durante su colapso será aprovechado posteriormente para el desarrollo del sistema hidrotermal y de los yacimientos minerales.

Delgados niveles de rocas sedimentarias y volcanoclásticas se depositaron sobre la superficie plana de la ignimbrita de Lázaras.

A. FORMACIÓN DE CÁMARA MAGMÁTICA Volcán precaldera

Andesita precaldera Cámara magmática

B. FORMACIÓN DE LA CALDERA DE RODALQUILAR Caldera de Rodalquilar Ignimbrita de Cinto Relleno de caldera Brechas de colapso C. RESURGENCIA

La Caldera de la Lomilla y la Ignimbrita de Lázaras Una nueva etapa de intensa actividad eruptiva dio lugar a la formación de la Ignimbrita de Lázaras, simultáneamente al hundimiento de la Caldera de la Lomilla (D). Esta caldera presenta unos 2 Km de diámetro y está anidada en el centro de la Caldera de Rodalquilar.

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Domos anulares

Domo resurgente

Resurgencia

12. Las calderas volcánicas de Rodalquilar

D. FORMACIÓN DE LA CALDERA DE LA LOMILLA Caldera de La Lomilla Ignimbrita de Lázaros

Sedimentos

E. RESURGENCIA Y FORMACIÓN DEL SISTEMA HIDROTERMAL

Sistemas hidrotermales

Andesitas

Resurgencia y sistemas hidrotermales El fin de la actividad magmática en Rodalquilar está marcado por la emisión de una serie de coladas y extrusiones de andesitas en la superficie, y la formación de una intrusión bajo el conjunto de calderas de Rodalquilar. Esta nueva fase de resurgencia del sistema magmático se acompañó de un abombamiento de la pila de productos volcánicos, la apertura de fracturas y el desarrollo de los sistemas hidrotermales, que producen la alteración de las rocas y la formación de los depósitos minerales. La edad es inferior a los 9 millones de años. En esta fase se formaron una serie de fracturas muy extendidas en dirección norte - sur que alojan a una parte de las mineralizaciones. Finalmente, todo el conjunto volcánico es cubierto por los sedimentos marinos carbonatados del Mioceno Terminal (Tortoniense final y Messiniense), formando los conjuntos de La Molata, Romeral, Molatilla, etc.

Domos formados en el borde anular de la caldera.

La Ignimbrita de Lázaras corresponde a una toba formada por fragmentos de pómez (tonos oscuros) en una matriz de cenizas finas (tonos claros). Complejo arrecifal Contacto

Intrusión Resurgencia Carbonatos de la Molata sobre las ignimbritas de la Caldera de Rodalquilar.

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13. Procesos mineros y mineralúrgicos en Rodalquilar Carlos Feixas

PROCESOS MINEROS EN RODALQUILAR La explotación de oro en Rodalquilar se ha realizado mediante dos métodos bien diferentes, tanto por lo que se refiere a la extracción como a la recuperación del preciado metal. La minería del siglo XIX y de comienzos del siglo XX se realizó explotando interiormente filones cuarcíferos de alta ley mediante galerías y pozos. Por el contrario, la minería llevada a cabo por la Empresa Nacional ADARO desde 1956 se caracteriza por la explotación combinada de explotaciones de interior, con alta ley (más de 5 g/t), y cortas o canteras al exterior, con ley más baja (1 a 1,5 g/t). La mezcla de ambos productos permitía obtener leyes medias de 3 g/t, óptimas para el tipo de planta de recuperación con la que se trabajaba. En las últimas décadas del siglo XIX y comienzos del siglo XX, la recuperación del oro se realizaba por medio de fundiciones en hornos de cuba o reverberos obteniendo una amalgamación de plomo rica en oro y plata. En la segunda mitad del siglo XX la recuperación se realizaba por medio de hornos eléctricos, después de concentrar mediante lavados con soluciones cianuradas.

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Apertura de la pista que conecta las explotaciones del Cerro del Cinto con las instalaciones de clasificación y concentración. Esta infraestructura supuso un enorme avance ya que abrió las posibilidades a la mecanización de los sistemas de explotación (foto Evaristo Gil Picón).

Bocamina del Filón 340 durante el período de máxima actividad en el Distrito Minero de Rodalquilar. La foto se sitúa aproximadamente en la década de los 50 (foto Evaristo Gil Picón).

13. Procesos mineros y mineralúrgicos en Rodalquilar

MÉTODO DE EXPLOTACIÓN

Roca de caja Mineralización

Las labores de extracción en interior se realizaban siguiendo los filones auríferos y explotando por realces (A), el material era extraído por pozos y galerías (B). Las labores de exterior se realizaban sobre pequeñas canteras en bancos descendentes (C). El mineral así obtenido era mezclado y apilado para su transporte a la planta de tratamiento (D).

C

A

B

D

Cortas de extracción del Cerro del Cinto realizadas por Adaro para alimentar la planta de tratamiento. Las estructuras más oscuras se corresponden con los filones más ricos (foto Juan M. Fernández).

77

13. Procesos mineros y mineralúrgicos en Rodalquilar

SISTEMAS MINERALURGICOS El mineral extraído era incorporado a una tolva (1), y posteriormente sometido a una trituración primaria en una machacadora de mandíbulas (2), y a una secundaria en un molino de conos (3). Más tarde era clasificado en cribas vibrantes (4 y 5). Este producto era sometido a una separación electromagnética (6) para eliminar otros metales diferentes al oro. Posteriormente era molido en molinos de bolas (7). Los sobrantes eran clasificados en tornillos lavadores (8) para separar los finos, sin oro, y volver a moler los gruesos con oro en los molinos. El mineral así concentrado era mezclado en dos tanques espesadores (9) con una solución cianurada (10) para someterlo a la siguiente reacción química en un medio con pH 9 a 11: 4 Au + 8 CNNa + O2 + 2 H2O ---> 4 Na(CN2 Au) + 4 NaOH. En 4 tanques lavadores (11) la mezcla de cianuro y mineral era removida y aireada para obtener la solución rica en oro, que se recuperaba en un tanque (12). La solución cianurada era aclarada en tanques (13) y posteriormente sometida a un filtrado. A continuación se procedía a la desaireación bajo vacío parcial por medio de bombas en

78

tanques (14) y, seguidamente, en un tanque (15) se agregaba el polvo de cinc (16) para activar la precipitación del oro siguiendo la reacción: 2 NaAu(CN)2 + Zn ---> Na2Zn(CN)4 + 2Au. Este proceso se denomina Merril Crowe. El precipitado de los tanques procedente del proceso de recuperación por precipitación

mediante polvo de cinc, con un contenido entre un 10 y un 40% de cinc, se llevaba a una estufa eléctrica de secado donde se eliminaban las últimas trazas de humedad. El producto seco se precipitaba por lavado ácido y el precipitado se retiraba por filtración (17). El oro se obtenía por fusión en horno eléctrico.

RECONSTRUCCIÓN FUNCIONAL SEGÚN EL PROCESO MINERALÚRGICO EN LAS ACTUALES INSTALACIONES DE RODALQUILAR

1

5 6

2

3

4 8

Fotografía de época con las instalaciones mineras de Rodalquilar en funcionamiento. La foto data de la década de los 50 (foto Evaristo Gil Picón).

7

10 9 9

11

11

11

11

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13 14 15 16 17

Sistema de tanques de lavado en funcionamiento (foto Evaristo Gil Picón).

14. Los sedimentos postvolcánicos en la Molata de Las Negras Juan C. Braga - José M. Martín

En La Molata de las Negras están representadas las rocas sedimentarias que registran la historia geológica de la región de Cabo de Gata tras la actividad de los volcanes. Puede observarse sobre el basamento volcánico una serie de unidades sedimentarias que corresponden a depósitos formados en una pequeña cuenca (un entrante o bahía), conectada con el

Mediterráneo y actualmente emergida, levantada sobre el actual nivel del mar. La presencia de arrecifes de coral y de calizas oolíticas indica que durante el periodo de formación de las unidades B, C y D (Messiniense) el clima del Mediterráneo occidental era más cálido que hoy en día y similar al de las latitudes tropicales actuales.

La Molata D La Joya

Biohermo C B

A

UNIDAD A Está constituida por calizas bioclásticas, rocas compuestas por restos de esqueletos de briozoos, bivalvos, algas rojas, erizos de mar, bellotas de mar y foraminíferos. Éstos organismos vivieron en la pequeña cuenca marina de Las Negras, apéndice del Mediterráneo, en el Tortoniense superiorMessiniense inferior, hace unos 7 millones de años. Los organismos cuyos restos forman esas rocas son similares a los que hoy viven y producen sedimentos carbonatados en la plataforma marina que rodea el Cabo de Gata. El clima en la región en aquella época debía ser parecido al actual

Volcánicas

o ligeramente más cálido. Una pequeña proporción de estas rocas son cantos y granos procedentes de la erosión de los relieves volcánicos.

Aspecto de campo de los briozoos y bivalvos fósiles que forman las calizas de la unidad A.

Los restos de algas calcáreas y briozoos que actualmente viven en los fondos de la plataforma de Cabo de Gata producen un sedimento similar al que originó las calizas de la unidad A.

79

14. Los sedimentos postvolcánicos en la Molata de Las Negras

UNIDAD B. ARRECIFES DE CORAL Tras el depósito de las calizas bioclásticas hay una etapa de levantamiento y deformación del fondo de la cuenca, de modo que antes del depósito de la siguiente unidad (B) la calizas bioclásticas sufrieron una inclinación y fueron erosionadas

(obsérvese en la perspectiva y en la panorámica que faltan en la parte central del cerro). En la unidad B, formada en el Messiniense, hace unos 6 millones de años, destacan los arrecifes de coral en forma de pináculos aislados (biohermos), como el que se resalta en la

DISTRIBUCIÓN Y ESTRUCTURA DE BIOHERMOS EN LA ESTRUCTURA ARRECIFAL

A. Esquema de un cuerpo arrecifal (biohermo)

Colonias hemiesféricas

Bastones

10 m

Brechas y calcarenitas

Colonias laminares B. Distribucion dispersa de los biohermos en la plataforma Cuenca

Talud

panorámica, fácilmente apreciable desde esta perspectiva. Estos arrecifes están formados principalmente por la acumulación in situ de los esqueletos calcáreos de corales de diversos géneros (Porites,Tarbellastraea y Siderastrea). Entre las colonias de coral y alrededor de los pináculos vivieron algas e invertebrados cuyos esqueletos también contribuyeron a formar sedimento carbonatado. Bloques procedentes de estos arrecifes, como los que se observan hacia la izquierda del gran pináculo caían pendiente abajo y se mezclaron con las margas y limos que se estaban depositando mar adentro, en zonas más profundas, situadas hacia nuestra izquierda. Las margas se formaron por la decantación de arcillas suspendidas en el agua del mar y por la acumulación de esqueletos de microrganismos planctónicos, tales como foraminíferos, algas unicelulares y, a veces, diatomeas.

Plataforma

100 m

Bloques desprendidos de biohermos se intercalan en la cuenca entre sedimentos finos

80

Colonia del coral Tarbellastrea, uno de los componentes de los biohermos de la unidad B.

14. Los sedimentos postvolcánicos en la Molata de Las Negras

UNIDAD C Corresponde a un arrecife costero que fue avanzando desde nuestra derecha hacia nuestra izquierda. Aquí los corales son casi exclusivamente Porites y las colonias de coral están rodeadas por foraminíferos y algas rojas encostrantes que, a su vez, están cubiertos por estromatolitos, es decir por carbonatos precipitados (o atrapados) por la acción de

microrganismos, fundamentalmente cianobacterias. Hacia el mar (hacia la izquierda), el arrecife daba lugar a un talud donde se acumularon los derrubios procedentes de su destrucción. El tamaño de grano de estos derrubios se segrega pendiente abajo, de modo que cada vez son más finos. Entre los derrubios del arrecife crecieron otros organismos como algas verdes calcáreas (Halimeda) y bivalvos.

ESQUEMA DE UNA FASE DE CRECIMIENTO DEL ARRECIFE N-S

armazón

talud distal

talud medio

UNIDAD D Descansa sobre una superficie de erosión que afectó al arrecife (C) y eliminó buena parte de sus depósitos. Esta superficie de erosión es la expresión en esta localidad de la desecación messiniense del Mediterráneo, conocida como Crisis de Salinidad. Su edad es Messiniense terminal (hace unos 5,5 millones de años). La unidad D está formada fundamentalmente por estromatolitos y carbonatos oolíticos. Estos últimos están constituidos por partículas esféricas microscópicas, llamadas oolitos, con estructura interna de capas concéntricas de carbonato cálcico. Los oolitos se forman actualmente en fondos someros y agitados de mares tropicales. Los estromatolitos son domos o construcciones irregulares formadas por láminas de espesor milimétrico o inferior de carbonato.

laguna

talud superior

Laguna

Brechas bioclásticas

Cresta arrecifal Empalizada de coral Pináculos de coral

Calciruditas

Brechas y bloques de coral

Calcilutitas

10 m 0

Calcarenitas

10 m

Aspecto al microscopio de los oolitos que forman los carbonatos de la unidad D.

Aspecto de campo de los estromatolitos, con su típica estructura laminar.

81

15. Las bentonitas de Cabo de Gata Carlos Feixas

GÉNESIS Y NATURALEZA DE LAS BENTONITAS La bentonita es una roca compuesta por minerales del grupo de las arcillas. Su estructura interna en láminas superpuestas de diferente composición química favorece su principal característica: son capaces de absorber líquidos en un volumen varias veces superior al suyo propio. Ello se produce al almacenar el fluido en los huecos existentes entre las diferentes láminas.

Las bentonitas de Cabo de Gata son de naturaleza calco - sódica - magnesiana en un 75% a un 95%, y el resto de la roca está constituida por otros tipos de arcillas y pequeñas cantidades de otros minerales procedentes de las rocas volcánicas. Presentan colores variados, desde rojos, verdes, amarillos y negros hasta blancos. Los yacimientos son de morfología irregular y estratiforme.

ESQUEMA SIMPLIFICADO DE LA FORMACIÓN DE LAS BENTONITAS

Las bentonitas de Cabo de Gata tienen su origen en la alteración de rocas volcánicas, bien por procesos de alteración hidrotermal (ascenso de soluciones calientes a favor de fracturas) o bien por fenómenos de alteración supergénica (debido a la acción de aguas meteóricas). La especial composición del complejo volcánico de Cabo de Gata hace que en su interior se desarrolle la mayor concentración de yacimientos de bentonitas de España. En la actualidad constituyen la única explotación de minerales industriales que existe dentro del Parque Natural.

82

200 m

Alteración de la roca volcánica a bentonita

200 m

Roca volcánica Bentonita

Descenso de aguas meteóricas frías Aumento del calor Aumento de calor

Ascenso de soluciones hidrotermales calientes

15. Las bentonitas de Cabo de Gata

DISTRIBUCIÓN DE LAS EXPLOTACIONES. MAPA GEOLÓGICO DEL ÁREA DE CABO DE GATA

Detríticos recientes indiferenciados Arenas y conglomerados pliocenos

Carboneras

Margas, limos, arenas y carbonatos Yesos Arrecifes costeros, margas y carbonatos bioclásticos Carbonatos bioclásticos Cantera de bentonitas explotada de modo intermitente en la Serrata de Níjar. Las masas bentoníticas que presentan una cierta coloración tienen menos interés comercial que las blancas.

Rocas volcánicas Fernán Pérez

Sustrato bético

Se

5 Km

A

ta rra

B

Las Negras Rodalquilar

C

Cabo de Gata Explotación de bentonita blanca en el área del Morrón de Mateo.

San José

Las principales áreas de explotación de Cabo de Gata se encuentran en: Cantera de Los Trancos (A) Cortijo de Archidona (B) El Morrón de Mateo (C)

83

15. Las bentonitas de Cabo de Gata

Las explotaciones de bentonitas se realizan mediante canteras a cielo abierto. En una cantera tipo hoy se realizan las siguientes actividades: ◗ Acondicionamiento y preparación El descubrimiento de las capas productivas se suele hacer con la ayuda de palas excavadoras de gomas o tractores mecánicos de cadenas. ◗ Extracción Una vez limpia la superficie se realiza la extracción por medio de bancos descendentes a lo largo de frentes, con alturas próximas a los 10 metros y longitudes cercanas a los 50. ◗ Secado y clasificación El material así arrancado es extendido en grandes áreas o “parvas” donde se preseca, se limpia de impurezas y se clasifica por calidades según el uso al que se destine. ◗ Acopio El material secado y clasificado se acopia en grandes pilas descubiertas para su transporte a plantas de tratamiento o para venta directa.

84

Las masas mineralizadas suelen estar recubiertas por roca no mineralizada que es necesario retirar para la explotación.

Extracción

La Cantera de los Trancos es la principal explotación de bentonitas del Parque. Puede observarse la envergadura de los bancos de explotación tomando como escala los camiones.

Acondicionamiento y preparación

Acopio Secado

Bentonita

Clasificación

Roca volcánica

15. Las bentonitas de Cabo de Gata

Las arcillas bentoníticas, debido a sus propiedades físicas, se utilizan en numerosos campos de la industria.

◗ Su capacidad de absorción de agua e intercambio iónico hace que sirvan como soporte de fitosanitarios y fertilizantes, además de como decolorantes y clarificadores de aceites y vinos.

◗ En la industria de la fundición se usan, junto con las arenas silíceas, para preparar los moldes de fabricación de piezas, ya que son capaces de aglomerar la arena sin alterar la composición del fundido.

◗ Debidamente compactada es un excelente impermeabilizante, usado a tal efecto para dar estanqueidad y seguridad a depósitos de almacenamiento de residuos y sustancias potencialmente contaminantes.

USOS Y APLICACIONES

◗ La adición a cementos permite mantener los morteros fluidos durante más tiempo, por lo que su uso es imprescindible en cimentaciones especiales. ◗ Como parte integrante de los lodos de perforación para sondeos, debido a que su adición hace que la viscosidad del lodo aumente y sea capaz de arrastrar los elementos arrancados con más facilidad. Además, es capaz de tapizar y mantener en pie las paredes de los sondeos cuando se deja de perforar. ◗ Su adición a los minerales pulverulentos de hierro hace que se puedan recuperar de manera rentable en fundición.

Aspecto del campo característico de las arcillas bentoníticas: masas pulverulentas de color blanco, untuosas al tacto y muy plásticas.

85

16. Los sedimentos marinos de Cañada Méndez (Agua Amarga) Juan C. Braga - José M. Martín

En los afloramientos de Cañada Méndez aparecen excepcionalmente expuestos sedimentos carbonatos generados en plataformas marinas templadas y someras con temperaturas medias y salinidades semejantes a las del Mediterráneo actual. Se sitúan directamente sobre rocas volcánicas de 9,6 millones de años de antiguedad. En la extrema base de la sucesión de sedimentos, justo encima de las volcánicas e inmediatamente por debajo de los carbonatos, aparecen arenas de carácter volcanoclástico (es decir alimentadas por erosión de las propias rocas volcánicas), con algunos fósiles marinos dispersos (esencialmente restos de conchas).

profundidad), tales como briozoos, algas rojas, bivalvos, equinodermos, braquiópodos, foraminíferos bentónicos, balánidos, gasterópodos y corales solitarios, claramente visibles en muestra de mano y/o al microscopio. En los carbonatos son extraordinariamente abundantes las estructuras sedimentarias de ordenamiento interno, tales como laminaciones, estratificaciones cruzadas, etc., reflejo de su movilización por la acción del oleaje y/o corrientes, en el propio fondo marino.

Dos son las unidades de carbonatos templados representadas. Destacamos aquí la más importante en cuanto a extensión y espesor de sedimentos, la inferior, conocida informalmente como unidad roja debido a su color característico. Su edad es Tortoniense inferior, aproximadamente unos 9 Ma. Estos carbonatos son de naturaleza bioclástica. Están constituidos por abundantes restos, muy fragmentados, de esqueletos calcáreos de organismos marinos típicos de ambientes someros de plataforma (de ~ 0 a 100 m de

86

Fragmentos de organismos típicos productores de carbonato en ambientes de plataforma.

16. Los sedimentos marinos de Cañada Méndez (Agua Amarga)

REGISTROS SEDIMENTARIOS, EVOLUCIÓN PELEOGEOGRÁFICA Y MODELOS SEDIMENTARIOS DE LA CUENCA DE AGUA AMARGA El registro sedimentario en este área permite reconstruir la paleogeografía de la cuenca de Agua Amarga durante el Tortoniense inferior en base a la interpretación de los distintos ambientes de depósito. Su paleogeografía era esencialmente la de una pequeña bahía abierta hacia el sur, con una pequeña elevación submarina (umbral) situada justo en su entrada, especialmente notoria en determinados momentos de su historia. La cuenca se fue rellenando por diferentes conjuntos de sedimentos en sucesivas fases. FASE 1: en una fase inicial llegaban a la bahía ramblas que se prolongaban bajo el mar en forma de abanicos submarinos. Las arenas volcanoclásticas inferiores corresponden al depósito en las partes distales de estos abanicos de arenas procedentes de la destrucción de los relieves volcánicos.

FASE 1

FASE 2

100 m

100 m Paleocosta

Paleocosta

600 m

Costa actual

Costa actual

Agua amarga

Agua amarga

FASE 3

FASE 4

50 m Paleocosta

100 m

Paleocosta

Costa actual Costa actual

Por encima se sitúan los carbonatos de plataforma. En base a las estructuras sedimentarias dominantes caben diferenciar en el corte que se interpreta cuatro unidades:

Agua amarga

Agua amarga

Tomado de Betzler et al, 1997

87

16. Los sedimentos marinos de Cañada Méndez (Agua Amarga)

FASE 2: una inferior, en la que lo más característico son las capas con estratificación cruzada tabular (de trazado rectilíneo, foto A), separadas por superficies netas muy tendidas (casi horizontales) y continuas. Son depósitos de abanicos de tormentas depositados en el lado protegido de un alto o umbral volcánico submarino situado al sur .

FASE 3: otra intermedia con abundantes estratificaciones cruzadas en artesa (en comba, foto B). Se interpretan como dunas marinas que migraron paralelamente a la costa. FASE 4: otra superior en la que la estructura sedimentaria más característica es la laminación paralela de bajo ángulo (foto C). Corresponde a sedimentos típicos de playa.

Lateralmente, y superpuesta a la anterior, aparece una última unidad compuesta por arenas finas con estratificaciones cruzadas en artesa, poco netas y de muy alto ángulo, y/o limos sueltos sin estructuras sedimentarias evidentes (foto D). Se interpretan como los depósitos de dunas eólicas costeras y lagunares, respectivamente.

PANORÁMICA REAL DE CAMPO DEL CORTE QUE SE INTERPRETA.

FOTO A. Aspecto de campo de las capas con estratificación cruzada tabular, ligadas a los abanicos de tormenta.

FOTO B. Aspecto de campo de las estratificaciones cruzadas en artesa producidas por migración de dunas subacuáticas.

88

FOTO C. Laminaciones paralelas de bajo ángulo en niveles correspondientes a los episodios de playas progradantes.

INTERPRETACIÓN DE LA PANORÁMICA OBSERVADA

Substrato volcánico

Abanicos de tormentas

Playas

Unidad superior carbonatada

Rocas volcanoclásticas

Campos de dunas subacuáticas

Laguna costera

Derrubios

FOTO D. Niveles de limos (sedimentos blandos) formados en lagunas costeras.

17. El desembarcadero de Agua Amarga José Vicente Coves - José Antonio Gómez

El amplio desarrollo de la actividad minera durante el siglo XIX y primeras décadas del XX en la provincia de Almería condicionó la existencia de una red de ferrocarriles mineros de la que en la actualidad tan sólo se conservan vestigios. Una de estas líneas es la de Lucainena - Agua Amarga. En el ámbito del Parque pueden verse aún tramos de la vía férrea, conservándose, aunque muy deterioradas, las instalaciones del embarcadero de mineral de Agua Amarga. Éste constituye, junto con Rodalquilar, uno de los dos elementos de máximo interés arqueo - industrial del Parque.

Decidida la realización de la obra, en marzo de 1894 se última la redacción del proyecto, firmado por D. Cayetano Fuentes, y el 18 de Febrero de 1895 se otorga la concesión, mediante Real Orden, con carácter de ferrocarril económico sin subvención del estado y por un período de 99 años. No obstante, en Septiembre de 1894 habían dado comienzo las obras de construcción del ferrocarril y, un mes más tarde, la compañía vizcaína anunciaba la compra de 63.000 traviesas de roble. Las obras van avanzando y, a mediados de 1895, se halla terminado el muelle embarcadero. Finalmente, en Marzo de 1896, se concluyen las obras. En Mayo se expide el primer cargamento de mineral acumulado en los depósitos de Agua Amarga a bordo del vapor ALBIA.

PLANO GENERAL DE LA LÍNEA LUCAINENA - AGUA AMARGA LUCAINENA Pte. Rafaela PARQUE NATURAL PERALEJOS Rambla Pte. Molinillo Honda rra lla Collado de Sie ami Bco. del h Polopillos Al Valenciano Río Alías CARBONERAS Venta del Pobre CAMARILLAS ír a LA PALMEROSA e m Al Línea de ar Mesa e ferrocarril .V Roldán ra NÍJAR Ct Collado de Albacete

Locomotora LUCAINENA (Nasmyth Wilson 464/95), una de las máquinas utilizadas en la línea de transporte de mineral desde Lucainena hasta Agua Amarga. La foto data de finales del siglo XIX (foto Col. J.M. Sánchez Molina).

El costo de las instalaciones del ferrocarril fue de 3.500.000 pts, los depósitos de mineral supusieron un gasto de 160.000 pts y el embarcadero 265.000 pts. La inversión total de establecimiento fue de 3.675.000 pts, con un coste medio de inversión de 100.000 pts/km.

de rra Sie

ta Ga

AGUA AMARGA

M

ar

M

ed

rrá ite

ne

o

En 1901 el transporte de mineral por ferrocarril suponía un costo de 0,025 pts por tonelada y kilómetro y el embarque 0,123 pts.

89

17. El desembarcadero de Agua Amarga

Aunque la empresa minera mantuvo un buen nivel de actividad durante la primera década del siglo XX, en la segunda el mercado comienza a no ser tan favorable. En los años que siguieron a la Primera Guerra Mundial tiene lugar una grave crisis siderúrgica en Europa y en España, que supuso una durísima prueba para la minería nacional del hierro. En 1919 y 1920 los depósitos de Agua Amarga está repletos de un mineral que nadie compra. A estas dificultades se unen la competencia de los minerales norte - africanos, las mejoras salariales que comienzan a introducirse por esas fechas e incluso la falta de personal debida a los fuertes movimientos migratorios registrados en la provincia de Almería en esa época. La compañía aguantó una marcha descendente hasta que en 1931, y ante la imposibilidad de exportar sus hierros, se ve obligada a suspender temporalmente la circulación del ferrocarril. La actividad se reanuda esporádicamente, pero en 1936, con el estallido de la Guerra Civil, la situación se agrava. Durante los tres años de contienda las minas y el ferrocarril quedan en manos de los propios trabajadores, aunque sin gran actividad. En 1939 se reinició el tráfico por ferrocarril hasta que la actividad cesó

90

por completo en 1942, fecha en que el vapor Bartolo cargó por última vez en Agua Amarga. Poco más tarde se comenzaron a desmantelar las instalaciones mineras y ferroviarias. Las locomotoras, los puentes y los ferrocarriles fueron desmontados y transportados en camiones hasta Almería. RECONSTRUCCIÓN DE LAS INSTALACIONES DEL EMBARCADERO DE MINERAL DE AGUA AMARGA

Agua Amarga

17. El desembarcadero de Agua Amarga

Estado actual de las instalaciones mineras en el embarcadero de mineral de Agua Amarga. A la derecha puede observarse una vista general de las instalaciones: al fondo la Sierra de Alhamilla, lugar de explotación del hierro y origen del transporte y, en primer término, el gran plano inclinado por donde descendían los vagones cargados de mineral hasta los silos. A la izquierda, restos de dichos silos utilizados para el almacenamiento de mineral previo al embarque definitivo (fotografías M. Villalobos).

El barco BARTOLO recibe el último cargamento expedido en Agua Amarga desde las minas de Lucainena. Con él se cierra una página en la historia de la minería almeriense.

Locomotora LUCAINENA (Nasmyth Willson 464/95), una de las máquinas utilizadas en la línea de transporte de mineral desde Lucainena hasta Agua Amarga. La fotografía data de finales del siglo XIX (fotografía, J. M. Sánchez Molina).

91

18. El arrecife de Mesa Roldán Juan C. Braga - José M. Martín

INTERPRETACIÓN GEOLÓGICA El relieve de Mesa de Roldán es esencialmente un domo volcánico que se formó hace unos 8,7 millones de años. No obstante, el techo de Mesa de Roldán, la plataforma superior que da

a este cerro el aspecto de mesa, debe su estructura a la formación en épocas más recientes de arrecifes de coral y otros depósitos sedimentarios sobre el domo volcánico. Pueden distinguirse dos unidades sedimentarias.

PALEOGEOGRAFÍA DEL ÁREA DE CABO DE GATA DURANTE EL DEPÓSITO DEL COMPLEJO ARRECIFAL

Carboneras

ESQUEMA GEOLÓGICO INTERPRETATIVO DE LA PANORÁMICA

Níjar El Hoyazo

Arrecifes

en Cu

ca

m

ar

in

a

Agua Amarga Mesa Roldán

Las Negras O

E Arrecifes y Oolitas

Los Lobos Arrecifes Línea de costa actual

Área emergida

92

Rocas volcánicas 5 km

Arrecifes

20 m

18. El arrecife de Mesa Roldán

UNIDAD SEDIMENTARIA INFERIOR LOS ARRECIFES La unidad sedimentaria inferior está constituida por restos de arrecifes de coral. Como en otros puntos de la región, en el Messiniense, hace unos 6 millones de años, los corales aprovecharon el alto fondo que constituía el domo volcánico para instalarse y formar un arrecife. Los esqueletos calcáreos de los corales, tal como sucede en la actualidad en los mares tropicales (Foto A), acabaron construyendo un edificio rígido de roca carbonatada. En Mesa Roldán, los corales constructores son del género Porites (Foto B) y, en menor medida, Tarbellastraea y Siderastrea. Otros organismos, como algas rojas, foraminíferos encostrantes, bivalvos, gasterópodos, gusanos serpúlidos, etc. (Foto C) contribuyeron con sus esqueletos a la construcción del arrecife o a la acumulación de sedimento carbonatado.

A

B

Los corales calcáreos en los mares actuales construyen arrecifes de coral similares a los que se formaron en esta región hace 6 millones de años.

C

Los restos de bivalvos contribuyen a formar los depósitos arrecifales.

Los corales del género Porites son los principales constructores de los arrecifes messinienses en Almería.

93

18. El arrecife de Mesa Roldán

Sobre la unidad sedimentaria inferior hay una superficie de erosión y, encima, se encuentra una nueva unidad sedimentaria. Esta última, también de edad Messiniense, pero más joven (alrededor de 5,5 millones de años), está formada, de nuevo, por arrecifes de coral junto a unos sedimentos carbonatados particulares que se llaman oolitas (Figura inferior). Aquí los arrecifes son de pequeñas dimensiones, parches de unos pocos metros de ancho por uno o dos metros de altura, formados por corales del género Porites (Foto D) y costras micríticas de origen microbiano muy desarrolladas (Foto E). Estos arrecifes crecieron rodeados por sedimentos oolíticos. Estos sedimentos están constituidos por pequeñas partículas de carbonato de forma esferoidal con estructura interna concéntrica (Foto F). En la actualidad, los oolitos, como se conoce a las partículas, se generan en zonas someras y agitadas de mares tropicales. Tanto los carbonatos oolíticos como los arrecifes de coral testimonian que en el Mediterráneo occidental, en el sureste de la Península Ibérica, al final del Mioceno, en el Messiniense, hace unos 5,5 millones de años,

94

imperaba un clima tropical, similar al que actualmente se encuentra en latitudes más bajas, en regiones más cercanas al Ecuador. Desde aquella época hasta la actualidad, el clima de la región ha seguido una tendencia general a enfriarse, aunque esta tendencia ha sufrido fuertes fluctuaciones, especialmente en los 2 últimos millones de años.

Oolitos

2m

UNIDAD SEDIMENTARIA SUPERIOR LOS PARCHES ARRECIFALES

Arrecife

Oolitos Brechas Arrecife anterior

D

En la Unidad Superior aparecen parches arrecifales y calizas oolíticas.

E

F

Colonias de coral del género Porites (bastones verticales), rodeadas por costras de carbonatos micríticos (tonos blancos), que constituyen los parches arrecifales de la unidad superior.

Las costras de carbonatos micríticos engruesan en la parte superior de los parches arrecifales al tiempo que las colonias de coral se vuelven irregulares.

Imagen microscópica del sedimento oolítico. Estas partículas, los oolitos, componen el resto de los sedimentos de la unidad superior.

19. El Hoyazo de Níjar Juan C. Braga - José M. Martín

El cerro del Hoyazo de Níjar es una localidad de gran interés geológico. Este relieve de forma circular que resalta en la extensa planicie del Campo de Níjar constituye en realidad un pequeño volcán cuyo cráter emergía como una isla en el archipélago volcánico instalado en esta zona hace unos 6 millones de años. En la base del relieve de Sierra Alhamilla, donde se situaba la línea de costa en ese período y alrededor del cráter volcánico del Hoyazo se desarrollaron arrecifes costeros típicos de aguas cálidas constituido por corales del genero Porites. El que corona y rodea el Hoyazo está magníficamente conservado, observándose toda la estructura arrecifal. El volcán del Hoyazo de Níjar es conocido también por la abundancia de granates, minerales que llegan a constituir casi el 1% de la roca volcánica. El origen de los granates en la roca volcánica se relaciona con la existencia en profundidad de esquistos ricos en este mineral que fueron arrastrados hacia la superficie en las erupciones volcánicas. Los granates son apreciados, cuando presentan buenos cristales, como piedras semipreciosas. En el caso del Hoyazo llegaron a beneficiarse como tales en el siglo XIX.

Posteriormente, hacia las décadas de los 50 y 60 del siglo XX, se han explotado como producto abrasivo, debido a su gran dureza. Se han extraido en los sedimentos de la rambla de La Granatilla, que forma a la salida del Hoyazo un pequeño abanico aluvial en cuyos sedimentos se han acumulado los granates, muy resistentes, procedentes de la destrucción y lavado del los materiales volcánicos. Se trata, por tanto, de un yacimiento secundario tipo placer.

Vista exterior del atolón de carbonatos arrecifales sobre el cono volcánico. En este punto la erosión fluvial producida por la rambla de la Granatilla ha disectado los carbonatos, facilitando el acceso al interior de la estructura (foto M. Villalobos).

95

19. El Hoyazo de Níjar ESQUEMA DE EL HOYAZO DE NÍJAR C. Dabrio

Volcán de Níjar El Hoyazo

Sierra Alhamilla

Niv el de lm

ar

Vista interior del Hoyazo de Níjar. La depresión interior está labrada sobre el antiguo cono volcánico. El nivel superior de coronación corresponde a los carbonatos arrecifales, que apoyan exteriormente sobre el relieve volcánico en forma de atolón (foto M. Villalobos).

Sustrato pre-arrecifal

m 0

Talud arrecifal 500 m

96

Cuenca

50

100 m

Rocas volcánicas

Arrecifes

Detalle de los carbonatos arrecifales (foto M. Villalobos).

La Cuenca de Sorbas

Rasgos geológicos

desplegable castellano OK

30/8/07

15:31

Página 1

Rasgos geológicos y evolución

ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA DE SORBAS

Rasgos geológicos y evolución

MAPA GEOLÓGICO DE LA CUENCA DE SORBAS

50 m

1.8 5.3

CUATERNARIO

Uleila

PLIOCENO

Millones de años

EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA DE LA CUENCA DE SORBAS DESDE EL TORTONIENSE SUPERIOR (hace 8 Ma) AL PLIOCENO INFERIOR (hace 4 Ma)

CONTEXTO GEOLÓGICO DE LA CUENCA DE SORBAS

A. TORTONIENSE SUPERIOR (hace aprox. 8 Ma) Escala Gráfica

R SIER

10

9

A DE

FILA

BRES

Conglomerados y arenas AL

Arenas bioclásticas

Conglomerados, arenas y limos

7a 7b

7a Conglomerados, arenas, oolitas, parches arrecifales y estromatolitos 7b Arenas y limos

6

Yesos

Sorbas RERA CAB A

Tierra emergida

5 Km

MESSINIENSE TORTONIENSE PRE-MIOCENO

7.1

5

Carboneras

Plataforma somera

Cabo de Gata

Calizas bioclásticas

2a

1

Abanico submarino

Lucainena Turrillas ALHAMILA

Alto submarino

Línea de costa actual

Plataforma

Carboneras

Mojácar

Arrecife de coral Mar Sorbas abierto

Deltas Línea de Turrillas costa actual Lucainena Mar somero ALHAMILA (laguna arrecifal Carboneras

Rocas volcánicas neógenas

Turrillas 5 Km

Posición del corte geológico Sustrato bético D. MESSINIENSE SUPERIOR (unidad evaporítica, hace aprox. 5,5 Ma)

NO

2b 2c

Mar abierto

BÉDAR

Sedimentos neógenos

CORTE GEOLÓGICO

3

Sorbas

FILABRES Paleocosta

Lucainena

Modificado de Montenat, 1990

4b Arrecifes costeros 4a Calcarenitas

Mojácar

Tabernas Turrillas Lucainena

Uleila

Bédar

FILABRES

Sorbas

Almería

Margas

4b 4a

Uleila

Uleila

Abanico submarino

5.9 6.2

C. MESSINIENSE INFERIOR (hace aprox. 6 Ma)

Vera

Níjar

SIERRA DE GÁDOR

Sorbas 8

ILL HAM

B. TORTONIENSE TERMINAL-MESSINIENSE INFERIOR (hace aprox. 7 Ma)

D. MESSINIENSE SUPERIOR hace aprox. 5,4 Ma)

SE

Sierra de los Filabres

Karst en yesos

Sierra Alhamilla Río Aguas

2b Calizas arrecifales 2c Margas, arenas y conglomerados

Abanicos deltaicos Uleila

Bédar

FILABRES Cuenca semiaislada

Conglomerados y arenas rojas

Mar abierto

Umbral

Sorbas Lucainena ALHAMILA

Uleila Mojácar

Laguna interna

CABRERA Línea de costa actual Carboneras

Sustrato bético. Rocas metamórficas: filitas, esquistos, cuarcitas, mármoles, etc...

Paleocosta

Uleila

Zona marina

FILABRES Playa/isla barrera CABRERA Sorbas

Lucainena ALHAMILA Turrillas

F. PLIOCENO INFERIOR (hace aprox. 4 Ma)

FILABRES

Paleocosta

Mojácar

Mojácar Sorbas Línea de costa actual

Turrillas

CABRERA

Línea de costa actual

Lucainena ALHAMILA

Carboneras

Carboneras

5 Km

101

desplegable castellano OK

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15:31

Página 2

Rasgos geológicos y evolución

EL KARST DE SORBAS. Origen de los yesos de Sorbas

Juan C. Braga - José M. Martín

Juan C. Braga - José M. Martín

200 Km

DISTRIBUCIÓN AREAL DE LOS DEPÓSITOS MESSINIENSES DE SAL EN EL MAR MEDITERRÁNEO

Sal

44º

N

España Sorbas Gibraltar

Tomada de Rouchy, 1980

Hace unos 5’5 millones de años (en el Messiniense) el Mediterráneo se secó al cerrarse por elevación tectónica su comunicación con el Atlántico, y grandes masas de evaporitas (yesos y sales), se depositaron en sus partes centrales, más profundas. El espesor de sal acumulado (cloruro sódico principalmente) supera en algunos puntos los 1.500 m. En relación con este fenómeno, en la cuenca de Sorbas se depositaron también importantes masas de yeso (sulfato cálcico hidratado), que localmente superan los 130 m de espesor y que afloran en un área cercana a los 25 kilómetros cuadrados.

Alborán

Marruecos

32º 8º

8º

0º

16º

INTERPRETACIÓN SEDIMENTARIA DE LOS YESOS DE SORBAS EN EL CONTEXTO MEDITERRÁNEO

Cuenca de Sorbas Arrecife costero

Mediterráneo

Atlántico

A (hace 5,9 Ma)

B Erosión

Desecación

C (Hace 5,5 Ma) Cuenca semiconfinada de Sorbas

Aislamiento

Salinidad normal Yesos Yesos y otras sales Situación previa al depósito de las evaporitas, con formación de arrecifes en los márgenes y sedimento margoso-limoso en la cuenca.

102

Depósitos de las evaporitas en el centro del Mediterráneo al quedar este desconectado del Atlántico y secarse.

Depósitos de las evaporitas en el interior de la cuenca de Sorbas.

La Cuenca de Sorbas constituye una depresión intramontañosa de singular interés geológico para estudiar y comprender los cambios paleogeográficos y paleoambientales ocurridos en la costa mediterranea en los últimos 8 millones de años y su relación con la evolución geológica de la Cordillera Bética. Hace ocho millones de años (en el Mioceno superior) la configuración de tierras emergidas y sumergidas bajo el mar en el litoral almeriense era similar a la actual, pero no idéntica: el mar se extendía por el hoy árido territorio de la Depresión de Sorbas hasta el pie de la Sierra de los Filabres, en cuyos bordes permanecen como testigos arrecifes de coral fósiles de esa edad marcando fielmente la posición de la antigua línea de costa. En el talud, abanicos submarinos depositaron extensos y potentes sedimentos que los ríos arrancaban al relieve emergido. La posterior emersión de Sierra Alhamilla y de Sierra Cabrera configuró una estrecha y alargada cuenca marina intramontañosa entre estos nuevos relieves, al sur, y Los Filabres, al norte, donde continuaba el depósito de los sedimentos marinos: es lo que hoy se conoce como la Cuenca de Sorbas.

Al final del Mioceno (hace unos 5,5 millones de años, en el Messiniense) un proceso generalizado de desecación del mar Mediterráneo provocó que la cuenca marina de Sorbas quedara prácticamente aislada, con muy poca profundidad sometida a una fuerte evaporación. En esta situación precipitó un paquete de yeso de casi 100 metros de espesor: los yesos de Sorbas. Posteriormente el mar recuperaría su nivel, continuando con la acumulación de margas y sedimentos detríticos sobre los yesos, hasta que, hace unos 3,5 millones de años (en el Plioceno), la línea de

costa se retiraría progresivamemente hasta alcanzar la situación actual. La retirada definitiva del mar hizo que los sedimentos marinos quedaran expuestos a la acción de los agentes erosivos. El desmantelamiento de los niveles detríticos superiores dejó a los yesos, muy solubles, sometidos a la acción continuada del agua, que los va disolviendo progresivamente. Comenzó así a generarse uno de los karst en yesos más importantes del mundo por su dimensión, valor y belleza.

DISTRIBUCIÓN DE TIERRAS Y MARES EMERGIDAS HACE 6 MILLONES DE AÑOS

Cuenca del Guadalquirvir Océano Atlantico

Sorbas Almería Mar Mediterráneo Uleila

FILABRES Mojácar

Sorbas Mar Mediterráneo Turrillas Lucainena ALHAMILLA

Línea de costa actual Carboneras

99

Origen de los yesos de Sorbas

Los yesos de Sorbas se depositaron en una cuenca evaporítica, de carácter restringido, cerrada hacia el oeste y separada del mar abierto por un umbral submarino situado en su parte más oriental, creado al elevarse la Sierra de Cabrera.

PALEOGEOGRAFÍA DE LA CUENCA DE SORBAS DURANTE EL DEPÓSITO DE LOS YESOS. (Hace 5,5 Ma)

Mar abierto

Uleila

Mojácar

FILABRES PALEOCOSTA

UMBRAL

CUENCA SEMIAISLADA CABRERA Sorbas

costa actua l

BÉDAR

Línea de

El depósito del yeso en la cuenca de Sorbas no fue, sin embargo, estrictamente contemporáneo al de las evaporitas del centro del Mediterráneo, sino algo posterior. Este depósito tuvo lugar en la fase de recuperación del Mediterráneo, al rellenarse de nuevo con aguas, presumiblemente de procedencia atlántica, e invadir una amplia depresión semiaislada, que en aquel momento ocupaba gran parte de lo que hoy día constituye la cuenca de Sorbas.

Lucainena ALHAMILLA Carboneras

Cuenca semiaislada

Evaporación Sustrato

Precipitación de Yeso Umbral

Mar abierto

103

Origen de los yesos de Sorbas

En detalle, la secuencia evaporítica de Sorbas está constituida por bancos de yeso, de hasta 20 m de espesor, separados por tramos margoso - limosos y/o carbonatados. El espesor de los bancos de yeso disminuye hacia arriba al tiempo que aumenta el de los tramos no evaporíticos. Estos últimos, al menos en su parte alta, tienen carácter marino, ya que incorporan restos de esqueletos calcáreos de organismos marinos y registran los diferentes episodios de inundación de la cuenca. En los bancos de yeso más altos de la secuencia se hace ostensible una estructura de crecimiento muy espectacular, de aspecto arborescente, conocida como superconos (también denominada en coliflor), que se interpreta como resultado de la competencia entre el crecimiento del yeso y el depósito del sedimento limoso coetáneo.

COLUMNA ESTRATIGRÁFICA DE LA SECUENCIA EVAPORÍTICA DE SORBAS Y ESTRUCTURA DE DETALLE DE LOS BANCOS DE YESO A TECHO DE LA SERIE Tomada de Dronkert, 1976 Mts.

120

110

Aspecto de campo de los bancos de yesos. 100

Superconos 90

Supercono

80

Empalizadas 70

60

Vista en detalle del aspecto de campo de los superconos de yeso.

50

Conos de nucleación 40

30

Según Draukert, 1977.

Yesos 20

Margas limosas y/o limos 10

Carbonatos

104

Aspecto de campo de los bancos de yeso de la parte superior de la secuencia evaporítica.

El Karst: la lenta disolución de las rocas M. Villalobos

El agua de lluvia y las aguas subterráneas son capaces de disolver las rocas solubles en un lento proceso que dura miles de años. El paisaje resultante, denominado karst o paisaje kárstico, es muy peculiar. Se caracteriza por la presencia de abundantes depresiones cerradas en superficie (dolinas, simas, etc.) y un complejo sistema de redes subterráneas (cavidades).

FORMAS EN EL PAISAJE KÁRSTICO 1. Tepuys (Karst en cuarcitas) 2. Pitones, torres, mogotes (karst tropical) 3. Lapiaz (karst de alta montaña) 4. Dolina de disolución 5. Uvala 6. Polje 7. Ponor 8. Dolinas de hundimiento 9. Puente de roca 10. Diaclasa 11. Sumidero 12. Sima 13. Chimenea 14. Cascada

15. 16. 17. 18. 19. 20. 21.

22. Columna 23. surgencia 24. Valle colgado 25. Trop Plein 26. Cueva 27. Cañón

Junta de estratificación Meandro Sifón Cono de derrubios Gours Galería fósil Lago

B

La karstificación en yesos es un fenómeno poco frecuente en la naturaleza. La mayor parte de los karst conocidos son calizos. El Karst de Sorbas es el karst en yesos más importante de España y uno de los cuatro mejores ejemplos conocidos en Europa. Tiene, además, un altísimo valor didáctico y científico en el contexto mundial.

C

. J. L de do a m To

B

A

Zona de recarga (foto J. M. Calaforra).

A

Zona de transferencia (foto J. M. Calaforra).

Sa

. ura

C

Zona inundada (foto J. M. Calaforra).

105

¿Cómo se formó el Karst en Yesos de Sorbas? J. M. Calaforra 1. SE ESTABLECE LA RED DE DRENAJE

1. Los yesos estaban cubiertos en origen por otros sedimentos, sobre los que comenzó a instalarse una incipiente red de drenaje.

2. La red de drenaje erosionó los sedimentos superiores hasta exponer los yesos en puntos muy localizados, donde comienzan a disolverse originando las primeras dolinas.

Sierra de Filabres

Sierra de Filabres Cuenca de Sorbas Fracturas

2. COMIENZA LA DISOLUCIÓN SUPERFICIAL DEL YESO Sierra de Filabres

Sierra de Filabres Cuenca de Sorbas

3. SE INICIA LA DISOLUCIÓN SUBETERRÁNEA

3. Los yesos van quedando expuestos cada vez en mayor superficie. Se generan multitud de dolinas que favorecen la entrada de agua al interior.

4. La entrada masiva de agua a la masa de yesos provoca su lenta disolución, generando una compleja red de galerías subterráneas.

Sierra de Filabres

Sierra de Filabres

Cuenca de Sorbas

4. EL KARST SE DESARROLLA Sierra de Filabres

Sierra de Filabres

Cuenca de Sorbas

Sedimentos inferiores al yeso

106

Yeso

Sedimentos superiores al yeso

El paisaje y las formas superficiales M. Villalobos Multitud de pequeñas depresiones salpican la superficie del karst. Son las dolinas. Se deben a la disolución o al hundimiento de las capas superficiales de yeso.

Una escarparda cornisa delimita todo el borde sur del afloramiento de yeso.

La extensa planicie, una escarpada cornisa y el valle, son los elementos más característicos del paisaje superficial.

Sobre la roca de yeso se modela una extensa planicie kárstica.

Grandes bloques de yeso se desploman desde la cornisa tapizando la vertiente de margas. Se denomina caos de bloques.

El río Aguas se encaja hacia el sur en blandos sedimentos margosos dando origen a un amplio valle.

107

Formas de disolución: salas y galerías J. M. Calaforra - M. Villalobos

3

2

1

El agua de lluvia penetra en el interior de la roca, comenzando a dislver el yeso.

La disolución agranda progresivamente el conducto inicial.

El agua profundiza hacia capas más bajas. Comienzan a formarse las primeras cristalizaciones.

(Foto J. Les)

El agua infiltrada disuelve lentamente la roca de yeso generando una compleja red de galerías subterráneas. Las salas se forman a partir de las galerías por disolución de las paredes y por la caída de bloques de paredes y techos.

1

108

2

3

Formas de disolución: salas y galerías

4

Lentamente se excavan meandros, en ocasiones, kilométricos.

5

Sólo el tramo inferior permanece inundado.

4

5

109

Formas de cristalización: espeleotemas J. M. Calaforra - M. Villalobos

3

2

1

El agua se infiltra circulando a través de las incipientes galerías y salas disolviendo la roca de yeso.

En este lento proceso se satura en yeso que precipita en forma de pequeños cristales.

Techos, paredes y suelos de salas y galerías se revisten de una multitud de cristales de yeso de formas y colores caprichosos

El agua infiltrada disuelve el yeso, se satura y cristaliza en formas extremadamente frágiles. Son los espeleotemas. Han hecho falta cientos de miles de años, millones a veces, para que la naturaleza los modele. Respétalos, nunca los toques y vigila no estropearlos por accidente. Tienen un valor incalculable, pero sólo allí donde nacieron, fuera no valen nada.

110

Estalagmitas.

Columnas.

Mamelones.

Anillos.

Estalagmitas en seta.

Cortinas.

Corales.

Bolas de yeso.

La Cuenca de Sorbas

Itinerario didáctico

1

Punto de Observación (ver croquis de cada punto)

Itinerario Recomendado

1. El borde sur de la Cuenca de Sorbas: el área de Peñas Negras Juan C. Braga - José M. Martín

Desde el área de Peñas Negras se divisa una magnífica perspectiva de buena parte de los sedimentos de relleno de la Cuenca de Sorbas y cómo estos contactan con materiales mucho más antiguos, de las Sierras de Alhamilla y Cabrera, que constituyen el borde y el sustrato o basamento de la cuenca. En la panorámica sur (hacia Sierra Alhamilla) se observa el contacto entre los sedimentos del relleno de la cuenca y las rocas béticas del basamento. El contacto presenta un trazado rectilíneo muy marcado y corresponde a una

falla de plano casi vertical de dirección este oeste. Los materiales del basamento son filitas, cuarcitas, calizas y dolomías pertenecientes al Complejo Alpujárride de las Zonas Internas de la Cordillera Bética, de una antiguedad comprendida entre 200 y 300 millones de años aproximadamente. Los materiales de relleno de la cuenca en contacto lateral con los del basamento, son margas limosas que intercalan niveles de areniscas, y localmente conglomerados. Estos materiales corresponden a los del conjunto 2c del esquema estratigráfico general. Su edad es Tortoniense Superior (unos 8 millones de años).

PANORÁMICA SUR

Sierra de Alhamilla

Fractura del borde

Derrubios recientes CUENCA DE SORBAS Margas limosas con intercalaciones de arenas y conglomerados. (Tortoniense superior) SUSTRATO ALPUJÁRRIDE (BASAMENTO)

Autovía Calizas y dolomías alpujárrides

Filitas alpujárrides

113

1. El borde sur de la Cuenca de Sorbas: el área de Peñas Negras

En la panorámica norte se divisa el Cerrón de Hueli. En ella puede observase una buena parte de la secuencia de relleno de la Cuenca de Sorbas. En primer término aparecen las margas limosas con intercalaciones de arenas y conglomerados (unidad 2c). Sobre ellas un

conjunto de depósitos (unidades 3 a 7), en los que destaca a media altura una barra calcárea más clara formada por calizas bioclásticas (unidad 3). Por encima se sitúan margas (unidad 5) que son continuidad lateral de los arrecifes de corales/algas (unidad 4a).

A techo de las margas aparecen los yesos (unidad 6) y, coronando esta serie, otros carbonatos de origen microbiano ( unidad 7). Todas estas unidades pueden verse con más detalle en diferentes puntos de recorrido propuesto.

PANORÁMICA NORTE

Carbonatos microbanos (estromatolitos), arenas y conglomerados (Messiniense) Cerrón de Hueli

Collado de las Cabezas

Yesos (Messiniense)

Margas (Messiniense)

Arrecifes de coral (Messiniense) Calizas bioclásticas (transito Tortoniense- Messiniense) Autovía

114

Margas limosas con intercalaciones de arena y conglomerados (Tortoniense superior)

2. Las turbiditas del abanico de Peñas Negras Juan C. Braga - José M. Martín

Al inicio del relleno sedimentario de la Cuenca de Sorbas, hace unos 8 millones de años (en el Tortoniense superior) la línea de costa se localizaba al norte del pueblo de Sorbas, a pie de la Sierra de los Filabres. La alineación montañosa de Alhamilla - Cabrera se encontraba aún bajo el mar, si bien Sierra Alhamilla constituía ya una elevación submarina (umbral submarino) de una cierta entidad. Entre dicho umbral y la Sierra de los Filabres existía un surco marino profundo, de varios cientos de metros de profundidad, en el que llegaron a depositarse importantes masas de sedimentos de carácter detrítico (constituidos por partículas sueltas o clastos,

producto directo de la erosión), procedentes de la destrucción (denudación) del relieve de la Sierra de los Filábres. Las ramblas a través de las cuales se canalizaba el sedimento se continuaban al llegar al mar como cañones submarinos. Dentro ya del surco, los cañones submarinos desaparecían allí donde la pendiente se suavizaba bruscamente, descargando la mayor parte del sedimento a través de ellos movilizado, formando un abanico submarino. Los sedimentos que observamos pertenecen a uno de esos abanicos denominado aquí de Peñas Negras. Se trata de la Unidad 2c del esquema estratigráfico general.

PANORÁMICA DE CAMPO DE UN AFLORAMIENTO CON SEDIMENTOS DEL ABANICO SUBMARINO DE PEÑAS NEGRAS

Bancos turbidíticos Capas finas turbidíticas Sedimento interturbidítico (margas limosas) Banco conglomerático Fracturas

115

2. Las turbiditas del abanico de Peñas Negras

En el abanico submarino los sedimentos suelen estructurarse en una alternancia de capas decimétricas de arena (que resaltan más por estar posteriormente cementadas), formadas por corrientes de turbidez (suspensiones de arena y lodo) y capas de sedimentos de tamaño de grano más fino (limos/arcillas) que corresponden a la sedimentación propia de la cuenca entre cada una de las corrientes de turbidez.

A escala geológica el depósito de la turbidita se puede considerar prácticamente instantáneo (en horas a semanas). La frecuencia de repetición del proceso en esta zona es de un evento turbidítico cada varios cientos de años. El sedimento intercalado entre las capas turbidíticas (limo - arcilla), con espesores equivalentes o aún menores, se depositó, por contra, muy lentamente por decantación, en intervalos de tiempo de cientos a miles de años para cada capa.

ORGANIZACIÓN INTERNA DE UNA SECUENCIA TURBIDÍTICA

Limo - arcilla Arena

Nevado - Filábride

Cañón submarino Abanico submarino

MORFOLOGÍA SUBMARINA DEL ÁREA DE SORBAS-TABERNAS DURANTE EL TORTONIENSE SUPERIOR MOSTRANDO LA POSICIÓN DE LOS ABANICOS SUBMARINOS DE TABERNAS Y DE PEÑAS NEGRAS

PALEOGEOGRAFÍA DEL SURESTE PENINSULAR DURANTE EL TORTONIENSE SUPERIOR

Paleocosta

Sierra de los Filabres Sistemas de ramblas

Corredor del Almanzora

Sierra de las Estancias

Direcciones de aporte de sedimento turbidítico

Plataforma carbonatada

Arrecifes

Sorbas Sierra Nevada Filabres Granada

Tabernas

Paleocosta Tortoniense Costa actual

Abanico submarino de Peñas Negras

Paleocosta

Almería Umbral submarino de proto-Sierra Alhamilla Abanico submarino de Tabernas Modificado de Haughton, 1994

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3. El relleno sedimentario de la cuenca hasta el depósito de los yesos: la panorámica de Los Molinos Juan C. Braga - José M. Martín

Desde este punto se observa la sucesión de depósitos sedimentarios que rellenaron el centro de la Cuenca de Sorbas durante el intervalo geológico entre hace 7,1 y 5,3 millones de años (Messiniense). Esta secuencia de sedimentos, el registro estratigráfico de la cuenca, es a un tiempo la consecuencia y el testimonio de los cambios

geográficos y medioambientales sufridos por la Cuenca de Sorbas y, en general, por el sureste de la Península Ibérica en su historia geológica. El estudio geológico de los sedimentos permite reconstruir la geografía de la cuenca y sus condiciones medioambientales para cada episodio de relleno o unidad sedimentaria:

Sierra de Filabres

Los Molinos

PALEOGEOGRAFÍA DURANTE EL DEPÓSITO DE LAS CALIZAS BIOCLASTICAS (Unidad 3, hace 7 Ma)

La unidad inferior (unidad 3) está constituida por calizas bioclásticas, conocidas en la región como " Calizas de Azagador". Se formaron hace unos 7 millones de años en las plataformas marinas poco profundas que rodeaban los relieves ya emergidos, precursores de las actuales sierras de los Filabres y Bédar, en el norte, y Sierra Alhamilla, al sur, debido principalmente a la acumulación de esqueletos fósiles de algas y de invertebrados marinos, tales como briozoos, moluscos, etc.

Uleila

Fondos afectados por tormentas

Sedimentación por decantación de arcillas y plancton

Lucainena

ALHAMILLA

Plataforma

Mar abierto

costa actua l

Sorbas

Línea de

Mojácar

Paleocosta

Playas Bajíos En las zonas marinas más profundas se depositaron margas (unidad 5a), formadas por la mezcla de arcillas procedentes de la erosión de las tierras emergidas y esqueletos fósiles de microrganismos.

BÉDAR

FILABRES

Carboneras

Sustrato

117

3. El relleno sedimentario de la cuenca hasta el depósito de los yesos: la panorámica de Los Molinos

PALEOGEOGRAFÍA DURANTE EL DEPÓSITO ARRECIFAL (Unidad 5B, hace 6 Ma)

Uleila

BÉDAR

FILABRES

Arrecife de coral

Sorbas Mar abierto

Talud arrecifal

costa actua l

Laguna Sustrato

Mojácar

Arrecife de coral

Paleocosta

Mar abierto

DELTA

Línea de

Las margas de color beige de la parte superior de la unidad 5 (5b) se acumularon al mismo tiempo que en los márgenes de la cuenca, en las costas de los relieves emergidos, crecían arrecifes de coral, hace unos 6 millones de años (unidad 4, que no aflora en esta sección, pero si lo hace inmediatamente al oeste, en el afloramiento de Hueli).

Lucainena

Turrillas

Mar somero (laguna arrecifal)

Carboneras

ALHAMILLA

PALEOGEOGRAFÍA DURANTE EL DEPÓSITO DE LOS YESOS (Unidad 6, hace 5,5 Ma)

La unidad 6 está compuesta por gruesas capas de yeso, entre las que se intercalan capas más delgadas de arcillas y arenas finas.

Mar abierto

Uleila

Paleocosta

Cuenca semiaislada CABRERA Sorbas Lucainena

ALHAMILLA

Línea de

Mojácar Umbral

costa actua l

BÉDAR FILABRES

Este yeso se formó hace unos 5,5 millones de años por precipitación química debida a la evaporación parcial del agua del mar. En la Cuenca de Sorbas, ya cerrada por el oeste y separada de la de Tabernas, la evaporación intensa del agua de mar se produjo como resultado de su aislamiento parcial de la masa principal del mar Mediterráneo. Evaporación El aislamiento fue probablemente causado por una zona marina poco profunda (umbral) que separaba la Cuenca de Sorbas y el resto del Mediterráneo.

118

Carboneras Sustrato

Precipitación de yeso Cuenca semiaislada

Umbral

Mar abierto

4. La planicie kárstica, la cornisa y el caos de bloques José M. Calaforra

Desde este punto pueden observarse magníficamente aspectos destacables del paisaje kárstico superficial de Sorbas, en especial la extensa planicie kárstica, la cornisa, modelada sobre los yesos, y el caos de bloques, consecuencia de la destrucción de la propia cornisa. La extensa planicie superior es consecuencia del arrasamiento que produjo la implantación de la red de abanicos aluviales sobre los yesos una vez continentalizada la cuenca. Tras la erosión de estos materiales se inicia el proceso de formación de dolinas en la planicie kárstica. Entre los yesos, duros y resistentes, y las margas subyacentes, mucho más blandas, se produce una erosión diferencial que acentúa progresivamente el relieve de la cornisa yesífera. Al mismo tiempo, aparecen fracturas paralelas originadas por la inestabilidad gravitatoria que empieza a producirse. Ambos procesos provocan el descalce y la caída de grandes bloques de yeso sobre las laderas. Se conoce como caos de bloques.

Planicie kárstica.

Fractura longitudinal de borde

Escarpe y esífero (foto archivo Espeleoclub Almería).

Escarpe y esífero (foto archivo Espeleoclub Almería).

Fracturas longitudinales en el borde del escarpe, que provocan su retroceso, despegue y caída de bloques sobre el barranco.

119

4. La planicie kárstica, la cornisa y el caos de bloques

EVOLUCIÓN DEL PAISAJE KÁRSTICO SUPERFICIAL

S

1

N Red fluvial

Planicie kárstica

S

2

N Fracturas de inestabilidad gravitatoria

Erosión diferencial

Caída de bloques

Dolinas

Manantiales

Manantial epikárstico S

N Retroceso del escarpe

3

Derrumbes y deslizamientos (caos de bloques)

Yesos Margas

Manantial epikárstico

120

Cavidades

5. El karst, fuente de agua y vida M. Villalobos

El karst funciona como una gran esponja: recoge y almacena todo el agua de lluvia, evacuada más tarde al exterior a través de surgencias. Son los manantiales kársticos, fuente de agua, fertilidad y vida. Especialmente en un medio subdesértico como el de Sorbas.

Después de una lluvia, el agua se infiltra en los yesos y recorre el circuito de salas y galerías hasta alcanzar el punto más bajo de la cavidad, por donde es evacuada a la ladera del valle a través de un manantial. Estos manantiales funcionan sólo de manera intermitente, después de períodos de lluvias, y pueden situarse en puntos medios o altos de las laderas del valle. Otra fracción de agua, sin embargo, circula de modo mucho más lento, atravesando los yesos hasta alcanzar las margas impermeables. El agua, que no puede así continuar su viaje hacia zonas más profundas, se acumula en la base de los yesos y se desplaza horizontalmente hasta encontrar un punto de salida al exterior. Este punto se sitúa en la base del cañón del río Aguas y da origen a los Manantiales de los Molinos. Estos manantiales funcionan permanentemente y generan un humedal de gran valor ecológico.

Zona de recarga Zona de transmisión rápida Zona de transmisión lenta Zona de acumulación Zona impermeable

121

6. El relleno de la cuenca tras el depósito de los yesos Juan C. Braga - José M. Martín

Los depósitos inferiores en esta panorámica son mayoritariamente arenas, limos y margas de colores blanco - amarillentos. En la época de formación de estos materiales, hace unos 5,5 millones de años (al final del Messiniense), la Cuenca de Sorbas era una bahía cerrada por el oeste. En la situación actual del pueblo de Sorbas había un sistema de barras arenosas y playas que cerraban un ambiente de lagunas hacia el oeste. En la falda de la Sierra de los Filabres, la descarga de materiales procedente de la erosión de este relieve se concentraba en pequeños deltas (abanicos deltaicos) que se abrían paso a través de una estrecha plataforma marina donde se formaban calizas oolílicas. Las partes más profundas de las playas, los abanicos deltaicos y las plataformas fueron colonizados por microrganismos que generaron abundantes carbonatos microbianos (estromatolitos y trombolitos). La bahía de Sorbas se abría hacia el Mediterráneo por la Cuenca de Vera y, tal vez, también por el corredor de la Rambla de los Feos, que separa las sierras de Alhamilla y Cabrera. Uleila

Abanicos deltaicos Zona marina FILABRES

Paleocosta

Playas/islas barrera Laguna interna

Detalle de un estromatolito gigante, estructuras muy frecuentes en la Cuenca de Sorbas.

Turrillas

Mojácar CABRERA

Sorbas

Lucainena ALHAMILLA Carboneras

INTERPRETACIÓN DE LA PANORÁMICA

UNIDAD 10 UNIDAD 9 Sorbas

122

Sierra de Filabres

costa actua l

La sucesión de depósitos de este relleno registra las últimas fases de la historia de la Cuenca de Sorbas como cuenca marina conectada al Mediterráneo y los inicios de su historia como cuenca fluvial.

UNIDAD 7

Línea de

Desde este punto se contempla una panorámica del relleno sedimentario post evaporítico (posterior a la formación del yeso) de la Cuenca de Sorbas.

UNIDAD 7

UNIDAD 8

6. El relleno de la cuenca tras el depósito de los yesos

UNIDAD 8

Por encima de la unidad anterior se sitúa otra formada por conglomerados, arenas, limos y arcillas rojos. Son sedimentos fluviales formados durante una emersión temporal de la cuenca. En la llanura de inundación del sistema fluvial se crearon lagos poco permanentes en los que se depositaron calizas blancas (muy patentes en el paisaje entre los materiales fluviales rojos, y que pueden verse en la foto inferior).

En el centro de la cuenca, la Unidad 8 está formada esencialmente por arenas y arcillas rojas de origen fluvial. No obstante, destacan en el paisaje unas capas blancas intercaladas, correspondientes a depósitos de laguna. UNIDAD 9

UNIDAD 10

Tras el episodio de emersión, la Cuenca de Sorbas sufrió la última invasión del mar, hace unos 5 millones de años, y se depositaron las arenas bioclásticas amarillas de la unidad 9. Son sedimentos arenosos de muy poco espesor, ricos en conchas de bivalvos marinos. La cuenca es, de nuevo, una bahía cerrada por el oeste con posibles conexiones hacia el mar abierto por la Cuenca de Vera y por el corredor de la Rambla de los Feos, como se esquematiza en la figura inferior.

Los últimos depósitos de la secuencia son sedimentos fluviales formados, tras la emersión definitiva de la cuenca hace menos de 5 millones de años, en el Plioceno y Cuaternario. Estos materiales fluviales registran, a lo largo del tiempo, el cambio del sistema de drenaje de la depresión de Sorbas desde una salida inicial sólo hacia el sur (esquema inferior izquierdo) a un doble sistema de drenaje por el sur (río Alías) y por el este (río Aguas), como ocurre actualmente.

FILABRES

FILABRES

Río Aguas

Paleocosta Uleila FILABRES

Turrillas Lucainena ALHAMILLA

CABRERA

Carboneras

Línea de

Mojácar Sorbas

costa actua l

CABRERA

ALHAMILLA

CABRERA

ALHAMILLA Río Alías Tomado de Mather, 1993.

Abanicos aluviales

Red de drenaje

Divisoria de aguas

123

7. El barranco fluvio-kárstico del Infierno y la Cueva del Yeso José Mª Calaforra

Los barrancos fluvio - kársticos, profundos y de paredes subverticales, se generan por la acción combinada de procesos de erosión fluvial y de disolución kárstica. En una primera etapa se establece la red fluvial, de acuerdo con los condicionantes estructurales y litológicos del área (1). Progresivamente, la red fluvial se encaja debido a la intensificación localizada de los

procesos de disolución y erosión kárstica (2 y 3). Algunos cursos fluviales evolucionan rápidamente, mientras que otros quedan como barrancos colgados, abandonados por los cursos permanentes. Aparecen conjuntos de galerías a distintos niveles cuya génesis se relaciona con el progresivo descenso del nivel de base o, en otros casos, del propio nivel de la zona saturada de agua (nivel freático o nivel piezométrico) (4).

LOS BARRANCOS KÁRSTICOS

1

Curso fluvial

2

Dolinas

Barrancos

Nivel piezométrico

3 Simas

Encajamiento de los barrancos

4

Cuevas colgadas

Profundización de los barrancos

En los barrancos kársticos se observan, en ocasiones, puentes naturales que son el vestigio de que en ese punto se localizaba la galería de una cavidad.

Descenso del nivel piezométrico

Cuevas

124

Manantiales no permanentes

Formación evaporítica: Yesos (a) con intercalaciones de niveles de margas (b).

7. El barranco fluvio-kárstico del Infierno y la Cueva del Yeso

El ejemplo más notable de evolución fluviokárstica en el karst en yesos de Sorbas lo constituye el Barranco del Infierno y la Cueva del Yeso. La cavidad se ha desarrollado en el punto de confluencia de dos barrancos kársticos (1). En un momento determinado se estableció un sumidero que permitió la

captura de las aguas que discurrían por estos barrancos (2). De esta manera, sólo algunos tramos de estos cursos fluviales continuaron su evolución y profundización (3), mientras que parte del barranco quedaba a una cota superior a la del nivel de base marcado por el lecho del barranco principal. Actualmente, el Barranco

EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL BARRANCO DEL INFIERNO (CUEVA DEL YESO)

2

1 Barranco

Galerías freáticas

Dolinas Cueva del Yeso Captura Curso subterráneo fluvial

Nivel piezométrico

4

3 Valle colgado

del Infierno presenta un curso superficial con manantiales que drenan sus aguas directamente al cauce, como el manantial de la Fortuna, y un curso subterráneo (la Cueva del Yeso) cuya génesis y progresiva profundización ha seguido las mismas etapas que el barranco del que recibe las aguas (4). Cueva del Yeso, Sala del Estrato: la configuración de las galerías responde, a veces, a desplomes de grandes estratos de yeso desestabilizados por la erosión de los niveles de margas (foto: Archivo Espeleo-Club El Tesoro).

Valle ciego

Valle colgado Barranco del Infierno

Barranco kárstico

Cueva del Yeso actual Manantiales de la Fortuna Yesos

Margas de base

Galerías epifreáticas colgadas Curso subterráneo de la Cueva del Yeso (foto Javier Les, G.E.T.).

125

8. Las playas fósiles de Sorbas Juan C. Braga - José M. Martín

◗ Laguna interna. Limos y arcillas finamente laminados. En ellos son frecuentes las grietas de desecación y las pisadas de aves y mamíferos, lo que evidencia poca profundidad. ◗ Islas Barrera. Cordones arenosos, parcialmente emergidos, en los que se delimitan tres subzonas: la de los abanicos de tormentas, la de las dunas eólicas y la de las playas en sentido estricto. Los abanicos de tormentas corresponden a lóbulos de arena que se desarrollan por detrás de los cordones de dunas e invaden parcialmente la laguna.

126

PALEOGEOGRAFÍA

Uleila Abanicos deltáicos FILABRES Mojácar Paleocosta

Playas/Islas Barrera Laguna interna

Turrillas

CABRERA Sorbas

Lucainena ALHAMILLA

de c osta actu al

Los distintos tipos de sedimentos y sus interrelaciones permiten interpretar un modelo sedimentario en él que se diferencian los siguientes ambientes:

En este caso, la arena es extraída y movilizada desde la playa y sacada hacia afuera por las tormentas. Las dunas eólicas constituyen la parte emergida de la playa y en ellas es el viento el principal agente de transporte. En la playa el movimiento dominante de la arena es de subida y bajada a lo largo de su pendiente, formándose una laminación paralela de bajo ángulo muy característica. En su parte alta (transición a las dunas) abundan las estructuras de bioturbación por cangrejos y raíces. Inmediatamente por debajo son frecuentes las denominadas rocas de playa, producidas por cementación temprana y rotura por el oleaje.

Líne a

Las arenas y limos visibles en este afloramiento son sedimentos de playa depositados hace unos 5,4 millones de años (en el Messiniense terminal) y corresponden a la unidad 7ª del esquema estratigráfico general. Estos materiales se depositaron en el interior de una bahía, de trazado este - oeste y abierta claramente hacia el este. Un sistema de islas barrera cruzaba la bahía de norte a sur, a la altura de donde se sitúa hoy en día el propio pueblo de Sorbas, aislando una laguna somera en su parte más interna.

8. Las playas fósiles de Sorbas

◗ Bajíos arenosos (barras). Dunas de arena, subacuáticas y someras, movidas por el oleaje, que desarrollan estratificación cruzada en artesa (en surco) como estructura interna más evidente. En su parte más profunda (hacia el mar abierto) cambian a fondo plano, revestido por rizaduras de oleaje de escasa entidad (centimétricas).

PALEOGRAFÍA

Abanicos de tormenta

LAGUNA INTERNA

Dunas eólicas

Playa

Rizaduras de oleaje Dunas subacuáticas

ISLAS BARRERA

◗ Plataforma. Zona marina con dominio de la sedimentación limosa situada a una profundidad mayor del nivel de base del oleaje de buen tiempo (~10 m). Estructuras carbonatadas amonticuladas (de envergadura decimétrica a métrica), formadas por microorganismos y conocidas como estromatolitos, aparecen en el inicio de la plataforma.

BAJÍOS ARENOSOS

ESTROMATOLITOS

PLATAFORMA

La albufera de Cabo de Gata, actualmente explotada como salinas, constituye un ejemplo vivo de una laguna interna trasplaya, muy similar a la que en el Mioceno se situaba próxima al emplazamiento actual del pueblo de Sorbas.

Las aves acuáticas que vivían en la laguna dejaron las huellas de sus pisadas en el barro. Estas huellas las encontramos hoy convertidas en fósiles, evidenciando así el medio de depósito.

Tomado de S. M. Stanley (1992)

127

8. Las playas fósiles de Sorbas

En este afloramiento los sedimentos observados son esencialmente los pertenecientes al conjunto laguna / isla barrera. Sobre ellos se sitúan discordantemente conglomerados rojos mucho más modernos (Plioceno - Cuaternarios), de la unidad 10 del esquema estratigráfico general. Los barros de la laguna (limos/arcillas) se superponen a las arenas de playa, con las que se interdigitan lateralmente hacia el este. Los sedimentos de playa afloran en el cauce de la rambla. Cada fase de desarrollo de la playa

genera un banco concreto. Los diferentes bancos, de espesores métricos, buzan (se inclinan) ligeramente hacia el este. El conjunto marca claramente el avance (la progradación) del sistema de playas/isla barrera hacia el este y la progresiva colmatación (relleno) de la bahía. Los bancos arenosos corresponden a episodios distintos en la formación de las playas. Su estructura interna varía lateralmente de oeste a este. En su extremo occidental aparecen como arenas masivas sin estructura, formadas en las dunas de la parte emergida

de la playa. Éstas cambian rápidamente a arenas laminadas: arenas con laminación paralela de bajo ángulo (playa en sentido estricto), con trozos cementados (rocas de playa) y abundantes estructuras de bioturbación. Por último, hacia la parte más oriental de los bancos, aparecen arenas con estratificación cruzada en artesa, ligadas a las dunas subacuáticas de la parte más profunda de la playa. Así pues, dentro de un mismo banco se reconocen lateralmente desde los sedimentos de la zona de dunas eólicas a los de la zona sumergida más profunda de la playa.

INTERPRETACIÓN DE LA PANORÁMICA

Sedimentos de playas

128

Sedimentos de lagunas

Abanicos de tormentas

Sedimentos aluviales plio-cuaternarios

Derrubios actuales

8. Las playas fósiles de Sorbas

DETALLE DE LA ESTRUCTURA OBSERVADA

Niveles de rocas de playa cementadas.

Bioturbaciones (huellas fósiles de la actividad biológica) de cangrejos y raíces en la parte emergida de la playa.

Abanicos de tormentas Bioturbación Rocas de playa Limos y arcillas lagunares Laminación paralela de bajo ángulo Estratificación cruzada en artesa Bancos correspondientes a los niveles de playa inclinándose hacia el sureste.

Rizaduras de oleaje

Detalle de las estratificaciones cruzadas en artesa y rizaduras en la parte sumergida de la playa, producidas por el movimiento del oleaje.

129

9. Dolinas: las ventanas del karst J. M. Calaforra

Desde el punto en el que nos encontramos pueden observarse multitud de pequeñas depresiones circulares. Estas depresiones terminan en un pozo o sumidero a través del cual conectan con las cavidades subterráneas del Karst en Yesos de Sorbas. Son las dolinas, las ventanas del karst. El sector que observamos pertenece al denominado Sistema Covadura, y en su interior pueden contabilizarse

multitud de estas pequeñas depresiones. El fenómeno se observaría mejor a vista de pájaro. El origen de estas dolinas suele ser diverso. La mayoría se deben a la disolución de la roca de yeso, aunque también pueden producirse por hundimiento o colapso de las capas o incluso por erosión de un nivel de margas.

Dolinas a vista de pájaro. (Foto M. Villalobos.) TIPOS DE DOLINAS EN SORBAS HUNDIMIENTO DE UN NIVEL DE YESO

DISOLUCIÓN DE UN NIVEL DE YESO

EROSIÓN DE UN NIVEL DE MARGAS

Margas Margas

Yeso

130

Yeso

Yeso

10. Lapiaces M. Villalobos

Los lapiaces son formas de disolución de la superficie de yeso. Se caracterizan por la presencia

Lapiaz de crestas agudas.

de acanaladuras y surcos, separados por crestas agudas. Los hay de diferentes tamaños.

Microlapiaz (foto F.M. Calaforra).

131

11. Túmulos J. M. Calaforra LAS CAPAS DE YESO SE LEVANTAN

1

2

3 Campo de túmulos.

Los Túmulos son formas exclusivas de Sorbas. Consisten en abombamientos de las capas superficiales de yeso. Se generan por el aumento

132

del volumen de los cristales de yeso al absorber agua. Llegan a concentrarse en grandes extensiones formando Campos de Túmulos.

Túmulo.

12. El arrecife de Cariatiz Juan C. Braga - José M. Martín

Uno de los tipos de roca más característicos del relleno de la Cuenca de Sorbas son los carbonatos arrecifales, es decir, los carbonatos formados por esqueletos de corales y de otros organismos que vivieron y viven en los arrecifes, como algas calcáreas, moluscos, gusanos serpúlidos, etc.

En la Cuenca de Sorbas hay carbonatos arrecifales en cuatro episodios (Tortoniense superior al Messiniense). No obstante, los más llamativos y espectaculares y, al mismo tiempo, los de mayor importancia volumétrica, son los arrecifes del Messiniense inferior, hace 6 millones de años.

Actualmente los corales constructores de arrecifes viven exclusivamente en mares cálidos tropicales (Caribe, Mar Rojo, Gran Barrera Australiana, etc.).

Afloramiento del armazón arrecifal de Cariatriz.

El armazón de los arrecifes costeros está formado por colonias de Porites en formas de bastón y laminares.

Corales arrecifales actuales en La Gran Brarrera Australiana.

Colonias de Acropora, uno de los principales corales construtores en la actualidad.

133

12. El arrecife de Cariatiz

PALEOGEOGRAFÍA DE LA CUENCA DE SORBAS DURANTE EL DESARROLLO DE LOS ARRECIFES COSTEROS (MESSINIENSE INFERIOR, HACE 6 MILLONES DE AÑOS)

Uleila

BÉDAR

Paleocosta

Arrecife de coral Sorbas

Mojácar

Mar abierto

Deltas Lucainena Turrillas ALHAMILLA

Mar somero (laguna arrecifal)

costa acuta l

FILABRES

Línea de

El arrecife de Cariatiz, frente a nosotros, constituye uno de los mejores ejemplos de arrecifes fósiles de la cuenca mediterránea. Desde el punto en el que nos situamos y siguiendo hacia el norte (izquierda) a lo largo del margen izquierdo del Barranco de los Castaños, se divisa una espectacular sección de la plataforma arrecifal de Cariatiz, formada en el Messiniense inferior hace unos 6 millones de años. En esta plataforma se acumularon carbonatos arrecifales producidos por esqueletos de corales y otros organismos como algas calcáreas y moluscos. Los corales (casi exclusivamente del genero Porites) formaron franjas de arrecifes costeros alrededor de los relieves emergidos en aquella época. Corresponde a la unidad 4a de esquema estratigráfico general.

Carboneras

Arrecife de Cariatiz en el barranco de los Castaños. Los depósitos formados en cada fase de crecimiento arrecifal presentan una geometría de cuña que se inclina y adelgaza hacia la cuenca (hacia el sur), y es fácilmente visible en la ladera al otro lado del barranco. Frente a nosotros se observan varias fases (cuñas) de crecimiento. La más espectacular resalta en la foto.

ESQUEMA DE UNA FASE DE CRECIMIENTO DEL ARRECIFE

Laguna

El arrecife encerraba hacia tierra una laguna arrecifal donde también crecían corales y otros organismos productores de carbonato cálcico, como algas y moluscos. Hacia el mar, el arrecife generaba un talud en el que se acumularon los derrubios procedentes de su destrucción. El tamaño de grano de estos derrubios se segrega pendiente abajo, de modo que cada vez son mas finos. Entre los bloques y derrubios del arrecife crecieron otros organismos como algas verdes calcáreas (Halimedas), bivalvos y peces.

134

Cresta arrecifal Empalizada de coral Pináculos de coral Brechas y bloques de coral

Laguna armazón

Brechas bioclásticas talud superior

talud medio

Calciduritas talud distal Calcarenitas Calcilutitas

La Cuenca de Tabernas

Rasgos geológicos

RASGOS GEOLÓGICOS Y EVOLUCIÓN J. C. Braga - José M. Martín MAPA GEOLÓGICO SIMPLIFICADO Y SERIE ESTRATIGRÁFICA DE LA CUENCA DE TABERNAS Tomada de Weijermars et al 1985 MEDIO DE DEPÓSITO

PLIO-PLEISTOCENO

EDAD LITOLOGÍA

ABANICOS ALUVIALES. Conglomerados y arenas

PLIOCENO

FILABRES

ABANICO DELTAICO Y DELTA. Conglomerados, y areniscas

Yeso

CUENCA SEMIAISLADA

Sismita

CUENCA MARINA Margas

NO Tabernas MESSINIENSE

s rna be a T de bla m Ra

Corte geológico

Pechina GÁDOR

Rambla de Tabernas Yesón alto

SERRAVALLIENSE - TORTONIENSE

Baños

Desierto de Tabernas

CN-340

Alhamilla Cerro Alfaro

Arrecifes ALHAMILLA

Río An da rax

Filabres Sismita

Alfaro (742 m)

Corte geológico SE

Corte geológico

Sismita (“Gordo Megabed” ) ABANICO SUBMARINO. Margas, areniscas y turbidíticas

PLATAFORMA COSTERA. Conglomerados

BASAMENTO BÉTICO Esquistos, cuarcitas, filitas y mármoles

137

RASGOS GEOLÓGICOS Y EVOLUCIÓN

Hace unos ocho millones de años (en el Mioceno) la configuración de tierras emergidas y sumergidas bajo el mar en el litoral almeriense era similar a la actual, pero no idéntica: el mar se extendía por el territorio del Desierto de Tabernas hasta el pie de la Sierra de los Filabres, en cuyos bordes permanecen arrecifes de coral fósiles de esa edad marcando fielmente la posición de la antigua línea de costa. En el talud de ese viejo mar abanicos submarinos

DISTRIBUCIÓN DE TIERRAS EMERGIDAS HACE 8 MILLONES DE AÑOS

1 Vélez-Rubio

DISTRIBUCIÓN DE TIERRAS EMERGIDAS HACE 7 MILLONES DE AÑOS

3 Vera

Guadix Vera

Almería Adra

Línea de costa actual Braga, Martín y Quesada

Almería

Adra

Adra

o

Berja

Carboneras Berja Almería

ed

Sorbas Tabernas Carboneras

Tabernas

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Vera

Sorbas Carboneras

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Tabernas

Sorbas

ite

Huercal -Overa

Línea de costa actual Arrecifes

Huercal-Overa

Guadix

Corredor de Andarax Cuenca del Poniente

M

Berja

DISTRIBUCIÓN DE TIERRAS EMERGIDAS HACE 4 MILLONES DE AÑOS

Línea de costa actual

ar

Guadix

Alhama La Tórtola Motril Nerja

Corredor de Almanzora

En este ambiente de depósito, marino unas veces, lacustre otras, continuó el depósito de calizas, margas, arcillas y arenas, e incluso yesos, hasta que, hace unos 2 millones de años (en el Plioceno, casi al inicio del Cuaternario) el mar se retiró definitivamente, dejando expuestos los sedimentos a la acción de los agentes erosivos.

M

Granada

Baza

intramontañosa entre este nuevo relieve, al sur, y Los Filabres, al norte.

Más tarde, hace unos 7 millones de años (en el Mioceno superior), se levantó Sierra Alhamilla, cerrando una estrecha y alargada cuenca marina

2

Alcalá la Real

138

depositaron extensos y potentes sedimentos que los ríos arrancaban al relieve emergido. Estos materiales, consistentes en alternancias de niveles de margas y arenas, son sobre los que hoy se labra, en su mayor parte, el paisaje erosivo del Desierto de Tabernas.

RASGOS GEOLÓGICOS Y EVOLUCIÓN

La depresión de Tabernas se configura desde entonces como una depresión larga y estrecha (de aproximadamente 20 Km de largo y 10 Km de anchura máxima) situada al oeste de la de Sorbas y en continuación con la misma, entre la Sierra de Filabres y la de Alhamilla.

SIER

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SORBAS TABERNAS ALH

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LA

CARBONERAS NÍJAR

SIERRA DE GÁDOR

ALMERÍA

CABO DE GATA

Sedimentos neógenos

Rocas volcánicas neógenas

Sustrato bético

139

EL PAISAJE EROSIVO M. Villalobos

La naturaleza blanda de los sedimentos que desde hace ocho a dos millones de años rellenaron la Depresión de Tabernas, la lenta y continuada elevación de las sierras que la circundan, y el clima árido y torrencial que ha caracterizado a este territorio durante buena parte del Cuaternario más reciente, han propiciado el modelado de uno de los paisajes erosivos más espectaculares del continente europeo. Paisaje geológico de reminiscencias africanas que ha llamado durante generaciones la atención de geólogos, naturalistas, paisajistas, fotógrafos y productores cinematográficos: el Corredor de Tabernas, el desierto más meridional de Europa. Este espectacular paisaje erosivo no es, por tanto, atribuible a la acción humana, sino a la concurrencia de una serie de factores geológicos y a su propia evolución natural, lo que le confiere la particularidad de ser uno de los espacios de mayor valor científico y didáctico para el estudio y la comprensión de los fenómenos naturales de erosión y desertificación en la cuenca mediterránea. El carácter eventual y torrencial de las precipitaciones generó un aparato fluvial tipo ramblas, normalmente secas, pero que, de

140

modo casi instantáneo, en fuertes tormentas, evacuan gran cantidad de agua y sedimentos. Por ello sus cauces son muy amplios y encajados, con taludes altos y verticales, aunque permanezcan generalmente secos. En las laderas, blandas y fácilmente erosionables, la arroyada produce acanaladuras, que crecen hasta regueros o surcos y terminan en cárcavas, separadas por agudas crestas. Este paisaje recibe el nombre de Bad Lands (tierras malas), aludiendo a su dificultad para ser laboreadas y puestas en producción agrícola.

Secuencias turbidíticas del Desierto de Tabernas.

Paisaje erosivo del Desierto de Tabernas.

Evolución de la red de drenaje Antonio Martín Penela

HACE 4 MILLONES DE AÑOS El paisaje erosivo del Desierto de Tabernas es consecuencia de la evolución geológica de la región a lo largo de los últimos 4 millones de años y, más específicamente, de su evolución tectónica y climática en los pasados 150.000 años.

Tabernas Línea de costa Pliocena ALHAMILLA

Mar Mediterráneo

GÁDOR ea Lín

Almería

de cost a a ct u

a l

En el Plioceno inferior, hace unos 4 millones de años, tuvo lugar un descenso del nivel del mar simultáneo a un fuerte levantamiento de los relieves circundantes, Sierra Alhamilla, Sierra de Gádor y Sierra de los Filabres, ya emergidos y en lenta elevación. Como consecuencia quedaron emergidas amplias superficies de la región y se desarrollaron importantes abanicos deltaicos que recolectaban las aguas procedentes de la Sierra de los Filabres. Uno de ellos es el precursor del actual río Andarax, que ya ocupaba una posición similar, aunque su desembocadura estaba desplazada bastante más hacia el norte, hacia la posición de La Rioja.

HACE 2 MILLONES DE AÑOS

FILABRES

FILABRES

Tabernas

ALHAMILLA

Durante el final del Plioceno y el comienzo del Pleistoceno, hace unos 2 millones de años, continuó la elevación de los relieves montañosos y el descenso del nivel del mar, quedando emergida, desde entonces, prácticamente toda la provincia de Almería. En esta época se diferenciaron áreas sometidas a erosión y áreas con sedimentación. Estas últimas estaban representadas por pequeños lagos, instalados en las zonas más deprimidas, y abanicos aluviales, en los que se depositaban los materiales procedentes de la erosión de los macizos montañosos recientemente formados. El principal drenaje durante esta época seguía estando constituido por un sistema fluvial de trazado próximo al del actual Río Andarax, que en su desembocadura al Mediterráneo formaba un importante delta.

Paleocosta GÁDOR Línea de costa actual Almería

141

Evolución de la red de drenaje

EN LA ACTUALIDAD FILABRES

La instauración de unas condiciones climáticas más áridas en el Pleistoceno superior, suponen la total desecación de las áreas lacustres y la casi total inactividad de los abanicos aluviales. Es a partir de esta época cuando los procesos erosivos se hacen netamente dominantes en la región, iniciándose el modelado del paisaje actual y el desarrollo de la red fluvial, que excava profundamente los sedimentos neógenos y cuaternarios de la Cuenca de Tabernas. El Río Andarax continúa como cauce principal, al que vierten todas las aguas de la cuenca, si bien en la actualidad sus aportes de agua y sedimentos al mar son bastante escasos. Desde el Pleistoceno superior, momento en que se inició la actual configuración de la red fluvial, los factores que han condicionado su fuerte encajamiento, el desarrollo de bad lands, y su evolución en general han sido: la tectónica, la naturaleza de los materiales, litologías blandas fácilmente erosionables, y las condiciones climáticas.

Tabernas

ALHAMILLA

Distribución de cauces en un sector de la Rambla de Tabernas. La alta densidad de drenaje (elevado número de cauces por unidad de superficie) es típica de las áreas de cárcavas.

GÁDOR

Almería

Aspecto característico del modelado erosivo actual en el desierto de Tabernas.

142

Las ramblas Antonio Martín Penela

Las ramblas constituyen las principales arterias de la red de drenaje del Desierto de Tabernas. A través de ellas se realiza el transporte, e incluso el depósito, de las partículas procedentes de la erosión de la cuenca y sierras circundantes.

la escorrentía superficial originada tras las tormentas. La acción erosiva de las ramblas tiene lugar durante las avenidas, excavando lateralmente a lo largo de las márgenes.

Constituyen sistemas fluviales trenzados, caracterizados por el desarrollo de numerosas barras arenosas entre las que se instalan múltiples canales en las épocas de inundación. El flujo de agua por sus cauces es efímero, en la mayoría de los casos, circulando sólo el agua de

Durante los últimos 100.000 años, las ramblas han evolucionado profundizando y ensanchando sus cauces llegando a formar valles de casi 100 m de profundidad y cauces cuya anchura supera la centena de metros. Este importante desarrollo de los valles de las ramblas es consecuencia de la combinación de factores como el

1

2

NIVEL DE BASE

levantamiento progresivo de la región, el clima árido y torrencial y la naturaleza blanda y erosionable de los materiales. Los cauces de la depresión de Tabernas excavan permanentemente buscando alcanzar su equilibrio con el nivel de base del mar. Las ocasionales precipitaciones torrenciales y la escasa cubierta vegetal propician una intensa erosión hídrica que desencadena un fuerte proceso de abarrancamiento, con una densa red de drenaje de tipo dendrítico, y laderas abruptas e inestables.

3

NIVEL DE BASE NIVEL DE BASE

Al final del Pleistoceno se inicia el encajamiento de la red fluvial. Las ramblas adoptan trazados de morfología meandriforme.

En el Holoceno los cauces excavan profundamente para alcanzar su equilibrio con el nivel de base. Se produce un ensanchamiento generalizado de los cauces.

143

Mecanismos de erosión en el desierto: escorrentía Antonio Martín Penela

IMPACTOS DE GOTAS DE LLUVIA Las gotas de lluvia arrancan partículas de suelo, que son transportadas vertiente abajo por saltación. Este proceso endurece la superficie.

Suelo encostrado por el efecto del impacto de las gotas de lluvia.

144

EROSIÓN LAMINAR El suelo endurecido favorece el inicio de escorrentías en manto a favor de la pendiente, que remueven y arrastran el material.

Chimeneas de hadas: pequeños montículos de suelo protegidos de la erosión láminar por fragmentos de roca más resistentes.

Mecanismos de erosión en el desierto: Escorrentía

EROSIÓN EN SURCOS

CÁRCAVAS Y BARRANCOS

A favor de leves incisiones en la ladera, tales como grietas de desecación, el flujo se canaliza originando surcos o regueros (rills).

La profundización de los surcos aumenta la capacidad de excavación de los flujos concentrados, alimentando el proceso hasta crear cárcavas e incluso barrancos.

Los surcos erosivos en laderas son un rasgo característico de laderas blandas en regiones semiáridas.

Típico paisaje erosivo de cárcavas, conocido como bad lands (tierras malas).

145

Mecanismos de erosión en el desierto: evolución de las laderas A. Martín Penela

146

DESPLOMES POR RETROCESO DE LADERAS

DESCALCE POR SOCAVAMIENTO BASAL

La erosión de los materiales más blandos provoca cornisas inestables en los materiales más duros superiores, que se desploman por gravedad.

La erosión lateral de la base del talud en áreas de meandro provoca la inestabilidad y posterior caída de los bloques superiores.

Mecanismos de erosión en el desierto: evolución de las laderas

DESPRENDIMIENTOS EN MASA

ERÓSIÓN EN TUNEL (PIPING)

Diaclasas paralelas al talud favorecen su desplome parcial y el colapso de túneles verticales.

El agua penetra en el terreno y genera una red de colectores por los que evacua el material. Los conductos crecen progresivamente y el relieve termina desplomándose originando morfologías pseudokársticas.

Orificios de entrada de agua Orificios de desagüe

Diaclasa tensional en bode de talud

Con duc tos

de c ircu lació n

Desprendimiento en masa

147

La Cuenca de Tabernas

Itinerario didáctico

1. La serie turbidítica del abanico submarino de Tabernas Juan C. Braga - José M. Martín

TURBIDITAS Uno de los rasgos sedimentarios más significativos de la cuenca de Tabernas es la existencia de un conjunto potente de materiales detríticos depositados hace unos 8 millones de años (en el Tortoniense) en el fondo del mar, a varios cientos de metros de profundidad, en contextos de talud, pié de talud y llanura submarina. Dos son los principales tipos de depósitos diferenciados: a) Los de abanico submarino, localizados al pié de talud y asociados a corrientes de turbidez, denominados turbiditas.

Hace 8 millones de años (durante el Tortoniense) la Cuenca de Tabernas no estaba diferenciada como tal, al no existir relieves que la limitasen por el Sur, como en la actualidad; el levantamiento de la Sierra de Alhamilla es posterior, se inicia hace unos 7 millones de años.

SIERRA DE LAS ESTANCIAS

Granada

Arrecifes Paleocosta

SIERRA NEVADA-FILABRES

Costa actual

Almería

Corredor del Almazora

PAELOGEOGRAFÍA DE LA CUENCA DE TABERNAS HACE UNOS 8 MILLONES DE AÑOS (TORTONIENSE)

Aparatos fluviales: ramblas

Punto prinpipal de entrada de sedimentos

Basamento bético Nevado-Filábride

Elaborada con datos de Kleverlaan, 1989 .

b) Los ligados a desplomes en el talud, causados por movimientos sísmicos (terremotos) de gran envergadura, denominadas sismitas. Sobre esta unidad sedimentaria,, caracterizada por la alternancia de capas decimétricas de areniscas y margas, se labra, en su mayor parte, el característico modelado erosivo (badlands) del Desierto de Tabernas.

El abanico submarino de Tabernas ocupa una extensión de unos 100 Km2. En él cabe diferenciar como elementos más distintivos los canales de alimentación, con rellenos conglomeráticos (con clastos de hasta varios metros cúbicos), y los lóbulos, que conforman depósitos amonticulados localizados a la salida de los canales, constituidos por arenas y limos. El área fuente de todos estos sedimentos se localiza en el margen norte, Sierra de los Filabres.

Plataforma Abanico de Tabernas

Talud Cuenca

Situación actual de Tabernas

Direcciones principales de distribución del sedimento

Lóbulo Línea de costa

Cicatriz de desprendimiento Borde plataforma

151

1. La serie turbidítica del abanico submarino de Tabernas

La serie turbidítica que observamos en el barranco del poblado mejicano corresponde a la zona externa de abanico de Tabernas y está constituida por capas de arena ligadas a corrientes de turbidez (suspensiones de arena y lodo con densidades comprendidas entre 1.5 y 2), que se intercalan entre sedimentos finos de tamaño de grano limo y arcilla. Ambos tipos de sedimentos presentan espesores de capas decimétricos. Las corrientes de turbidez provienen de la parte alta del abanico, y/o de las áreas emergidas o de plataforma situadas fuera del mismo. El sedimento que transportan se deposita esencialmente en los lóbulos y en el borde del abanico. Las capas de limo y arcilla son los depósitos que se producen en el fondo de la cuenca marina entre cada dos episodios turbidíticos.

Debido a la erosión diferencial, las capas turbidíticas, lateralmente muy continuas, resaltan en el paisaje. El conjunto se encuentra actualmente inclinado hacia el norte, como consecuencia del levantamiento posterior de Sierra Alhamilla, aunque la inclinación original de las capas (muy suave) sería precisamente en sentido contrario. Las capas turbidíticas, en detalle, están constituidas por arena cuyo tamaño de grano disminuye progresivamente hacia arriba, y algo de limo en su parte más alta.

152

ESTRUCTURA INTERNA DE UNA CAPA TURBIDÍTICA (Secuencia de Bouma) LIMO - ARCILLA

Laminación paralela Laminación cruzada

ARENA

Laminación paralela Granoclasificación normal

Nevado - Filábride

Cañón submarino

Su depósito es extraordinariamente rápido. Los intervalos más gruesos (de arena) se depositan en el plazo de unas pocas horas. Los más finos (el limo) lo hacen, como mucho, en unas pocas semanas. A escala geológica el depósito de la turbidita se puede considerar pues, como prácticamente instantáneo. La frecuencia de repetición del proceso en esta zona fue de aproximadamente un evento turbidítico cada 700 años. El sedimento que intercala las capas turbidíticas (arcilla - marga) se depositó, por

Abanico submarino

tanto, muy lentamente por decantación, en intervalos de tiempo de cientos a miles de años para cada capa. Serie de margen de abanico. Alternancia de capas duras, de arenas turbidíticas, y niveles blandos, constituidos por sedimentos lodosos.

1. La serie turbidítica del abanico submarino de Tabernas

SISMITAS A lo largo de la serie turbidítica que se observa en el barranco se intercalan niveles de sismitas. Internamente están constituidas por dos tipos de materiales: (a) un conglomerado, en la base, con cantos (en ocasiones de hasta varios metros cúbicos) empastados en una matriz de tamaño arena a limo) y (b) una arena, en la parte superior de la capa, de carácter turbidítico (de hasta varios metros de potencia). El origen de estas capas se liga a desplomes de material en el talud de la plataforma marina, inducidos por terremotos. El sedimento allí existente, débilmente consolidado, es fácilmente movilizado en la sacudida producida por la perturbación sísmica, si ésta es lo suficientemente intensa Se desliza, a favor de la pendiente frontal, al tiempo que se desorganiza y mezcla con el fluido, generando un flujo denso que es el que posteriormente va a dar lugar al depósito conglomerático basal. La turbidita superior corresponde a la arena que se levanta en suspensión a techo del flujo denso, que se deposita a continuación. Las sismitas corresponden a eventos instantáneos a escala geológica. Muchas de ellas presentan extensiones notables y son utilizables como niveles de correlación (niveles guía). Su envergadura da una idea indirecta de la intensidad del terremoto que las generó.

A veces en estos deslizamientos sólo se producen pliegues por deformación de las capas sin que llegue a desorganizarse el sedimento afectado, generando unas estructuras conocidas con el nombre de slumpings. Existe en realidad toda una transición entre ambas situaciones, ya que muchos slumpings, si continúa el proceso de deslizamiento, terminan por romperse y generan una brecha (brecha intraformacional), en la que los clastos presentan con frecuencia geometrías irregulares, en forma de gancho, correspondientes a restos de pliegues.

Deformación de capas producidas por deslizamiento: Slumpings.

Uno de los niveles interpretados como sismitas más característicos de la Cuenca de Tabernas es el denominado Gordo Megabed, cuyo espesor alcanza los 40 metros (Kleverlaan 1989).

153

2. Los travertinos de las salinas del desierto de Tabernas A. Mather - M. Stokes

Uno de los aspectos mas sorprendentes, y a la vez más desconocidos, del conjunto de procesos geológicos recientes que se pueden observar en el Desierto de Tabernas es la presencia de formaciones travertínicas cuaternarias en diferentes áreas del mismo. Una de las zonas donde adquieren mayor desarrollo

y espectacularidad se sitúa en el paraje conocido como Las Salinas. La edad precisa de estas formaciones es dudosa por el momento. El proceso es activo en la actualidad y muy probablemente lo fuese ya en el Pleistoceno.

Gr an

ad

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Pueblo Mejicano

LAS SALINAS Rte. Alfaro

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Puente de los Callejones

A

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Gasolinera

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Las Salinas

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SITUACIÓNDE LOS TRAVERTINOS DE LAS SALINAS EN RELACIÓN CON LAS LÍNEAS DE FRACTURA

Travertinos

154

Línea de fractura

Los travertinos son un tipo de roca de naturaleza caliza, formada por precipitación de carbonatos a partir de aguas superficiales y subterráneas. Los travertinos actuales se generan en zonas muy localizadas asociadas a surgencias activas, a saltos en cursos de agua fluviales y, en general, a cualquier punto donde se produzca un cambio en la velocidad del flujo del agua, lo que favorece su desgasificación y la consecuente precipitación de carbonato cálcico.

2. Los travertinos de las salinas del desierto de Tabernas

En Las Salinas de Tabernas parece claro que su funcionamiento actual se debe a la circulación de aguas a una cierta profundidad, de origen pluvial y subterráneo, que terminan por aflorar en superficie a favor de una serie de fracturas de cierta importancia de dirección aproximada este –oeste. A favor de esa línea de debilidad tectónica se vierte un flujo muy lento y continuado de agua, con una gran concentración salina debida, probablemente, al lavado de los materiales salinos del área del Yesón Alto y a la progresiva concentración del agua en su ascenso capilar. El carbonato precipita a favor de la pendiente originando típicos depósitos travertínicos con estructuras laminadas y concrecionales, microgours, cortinas de crecimiento pseudoestalacítico, tubos o microconductos exudantes, etc. Todo un espectáculo acuático en el interior de un desierto.

ESQUEMA IDEALIZADO DEL PROCESO GENÉTICO DE LOS TRAVERTINOS DE LAS SALINAS, EN RELACIÓN CON EL DISPOSITIVO GEOLÓGICO DE FRACTURA Y LOS FLUJOS DE CIRCULACIÓN DE AGUA

Recarga pluvial

Circulación ascendente de flujo subterráneo

Cuaternario reciente

Travertinos

Secuencia turbidítica

Zona de fractura

Flujos de circulación del agua

155

2. Los travertinos de las salinas del desierto de Tabernas

Detalle de la estructura interna de los travertinos (foto, M. Villalobos).

Detalle de los depósitos travertínicos y pseudoestalactíticos en sal de la cortina de acreción (foto, M. Villalobos).

Cresta superficial de la zona de fractura asociada a la formación de los depósitos travertínicos (foto, M. Villalobos).

Vista general de la cortina de acreción travertínica (foto, M. Villalobos).

156

3. Los relieves en cuesta del entorno de Cerro Alfaro M. Villalobos

Unas morfologías muy características en el paisaje erosivo del Desierto de Tabernas son los relieves en cuesta, especialmente visibles en el entorno de Cerro Alfaro. Consisten en capas inclinadas de material duro, normalmente areniscas y/o conglomerados que, además, protegen de la erosión a los materiales inferiores más blandos, generalmente margas.

En el caso concreto del Desierto de Tabernas, los ejemplos más visibles y espectaculares tienen la particularidad de que el sentido de la inclinación de las capas (hacia el norte) está invertido con respecto al de la deposición original de las capas (hacia el sur), es decir, que se han levantado por el sur y han basculado inclinándose hacia el norte. Esta inversión tiene que ver con el levantamiento de la Sierra Alhamilla, tal y como se refleja en la figura adjunta.

EVOLUCIÓN DE UN RELIEVE EN CUESTA, CON UNA CAPA INCLINADA DE MATERIAL DURO SOBRE UNA SERIE DE MATERIALES BLANDOS QUE SON EROSIONADOS POR CÁRCAVAS

157

3. Los relieves en cuesta del entorno de Cerro Alfaro ESQUEMA EXPLICATIVO DE LOS RELIEVES EN CUESTA DEL ENTORNO DE CERRO ALFARO EN RELACIÓN CON LA HISTORIA EVOLUTIVA DE LA CUENCA Y EL LEVANTAMIENTO DE SIERRA ALHAMILLA

Cuenca de Almería - Tabernas

Sierra de los Filabres

Nivel del mar

HACE UNOS

8 MILLONES DEAÑOS

Sierra de Alhamilla

Sierra de los Filabres

Cuenca de Amería Cuenca de Tabernas Nivel del mar

HACE UNOS

En el período comprendido entre hace unos 15 y 6 millones de años (Serravaliense - Messiniense), el mar bañaba el pie de la sierra de Los Filabres. Extensos abanicos submarinos, prolongación de los cauces que drenaban la sierra, alimentaban de sedimentos la cuenca marina, depositando potentes series turbidíticas, alternancias de capas de sedimentos blandos, margas, y duros, areniscas y conglomerados.

Hace aproximadamente unos 7 millones de años, al final del Tortoniense, reajustes tectónicos hicieron que comenzara a emerger el bloque de Sierra Alhamilla, individualizando la cuenca de Tabernas, hacia el norte de Sierra Alhamilla, de la de Almería, hacia el sur. Ambas continuarían siendo marinas un largo período de tiempo, hasta hace unos 4 millones de años. El levantamiento de la sierra arrastró y levantó los materiales turbidíticos ya depositados, invirtiendo la inclinación de las capas. Los depósitos posmessinienses son sensiblemente diferentes en ambas cuencas.

2 MILLONES DEAÑOS

Sierra de Alhamilla Cuenca de Almería Nivel del mar

Sierra de los Filabres

Cerro de Alfaro, relieves en cuesta Cuenca de Tabernas

Desde hace unos 4 millones de años (Plioceno superior y Pleistoceno) el medio en ambas cuencas está prácticamente continentalizado. Los agentes erosivos han actuado sobre los materiales de relleno de la cuenca, especialmente en la de Tabernas, generando el paisaje erosivo que observamos. Las capas más duras del la serie turbidítica generan típicos relieves en cuesta inclinados, además, en sentido inverso al de su deposito.

EN LA ACTUALIDAD

Depósitos post-messinienses de la Cuenca de Almería Depósitos post-messinienses de la Cuenca de Tabernas

158

Depósitos del Serravalense - Messiniense de la Cuenca de Almería-Tabernas en verde oscuro niveles duros, en verde claro niveles más blandos Sustratos béticos: Complejos Nevado - Filábride y Alpujárride

4. La erosión en túnel (piping) Antonio J. Martín Penela

La erosión en túnel (también denominada piping o sufosión) constituye un peculiar mecanismo erosivo que en regiones semiáridas puede alcanzan un importante desarrollo. Los relieves resultantes, de gran espectacularidad paisajística, son denominados pseudokarst o karst mecánico. En el Desierto de Tabernas están magníficamente representados.

Se origina debido a la acción de flujos de agua concentrados que circulan a través de materiales poco consolidados, produciendo un lavado que da lugar a la formación de conductos tubulares (túneles o pipes).

DIFERENTES ETAPAS DE LA EROSIÓN EN TÚNEL

2

1

Colectores

Desagüe

La evacuación de las partículas sólidas a través de los orificios de desagüe produce el aumento de tamaño de los macroporos y fisuras existentes, originándose conductos continuos, más o menos complejos, que van desde los colectores o sumideros hasta los desagües. Estos túneles suelen tener diámetros entre 10 y 40 cm, y unos pocos metros de longitud.

Nivel de base local La erosión en túnel se inicia al penetrar parte del agua de lluvia en el terreno a través de fisuras y grietas de la superficie.

Fisuras y grietas de la superficie.

Colectores en una ladera, orientados a favor de fracturas.

Desagüe próximo al nivel de base local.

159

4. La erosión en túnel (piping) DIFERENTES ETAPAS DE LA EROSIÓN EN TÚNEL

3

4

Los conductos crecen progresivamente hasta hacerse inestables. El colapso parcial o total de sus paredes y techos se produce cuando se empapan con las lluvias intensas, provocando el exceso de peso los desplomes. El fenómeno también puede ocurrir tras una importante sequía, al agrietarse intensamente el material, produciendose un desprendimiento en seco.

Progresivo desarrollo de la red de túneles, acompañado de abundantes colapsos de parte de ellos. Se inicia un sistema de barrancos en los que aún se conservan numerosos conductos colgados y valles ciegos con secciones en U, que rápidamente evolucionan a secciones en V. En conjunto tiene lugar un neto retroceso de las laderas.

Desagüe colgado y abandonado, resultado del descenso de la red de túneles hasta el nivel de base local.

Colector o sumidero de gran tamaño, originado por la coalescencia de varios conductos verticales al colapsar las paredes de los mismos.

160

Morfología pseudokárstica ruiniforme, que evoluciona hacia un sistema de cárcavas.

5. El sistema cuaternario de abanicos aluviales - lagos A. M. Harvey

Una de las formas geológicas más visibles y características en el modelado reciente del Desierto de Tabernas son los abanicos aluviales. El desarrollo de los abanicos aluviales tiene lugar en la ruptura de pendiente que se produce en el contacto entre un frente más o menos montañoso y una cubeta sedimentaria. En esta situación morfológica, cuando los cursos de los ríos o ramblas confinados en la zona de montaña alcanzan la cuenca sedimentaria, con muy baja pendiente, sufren una repentina disminución de la capacidad de transporte del cauce, generando extensos depósitos en forma de abanico.

La superposición lateral de abanicos en un mismo frente genera un sistema de abanicos coalescentes. En los abanicos aluviales, los sedimentos más gruesos se depositan en las zonas proximales (más cerca de los relieves), mientras que los más finos, al ser menos pesados, pueden ser trasladados a zonas distales (más alejadas del relieve). En las partes más distales del abanico, prácticamente planas, es frecuente que se generen zonas encharcadas o palustres, e incluso pequeñas cuencas lagunares que son rellenadas por sedimentos. Sierra

TIPOLOGÍAS DE ABANICOS ALUVIALES

ABANICO ABIERTO

Sierra ABANICOS ENCAJADOS

Dep resió n

Dep resió n

Sierra

ABANICOS SUPERPUESTOS

Dep resió n

Sierra

ABANICOS COALESCENTES

Dep resió n

161

5. El sistema cuaternario de abanicos aluviales - lagos

ESQUEMA IDEALIZADO DEL SISTEMA DE ABANICOS ALUVIALES - LAGO DURANTE EL PLEISTOCENO EN EL SECTOR ORIENTAL DE LA CUENCA DE TABERNAS

Sierra de Alhamilla Sierra de Filabres

Cuenca de Tabernas

Aunque las morfologías de abanicos aluviales son frecuentes y patentes en toda la zona del desierto, en el entorno de la localidad de Tabernas, es posible reconocer un sistema antiguo de abanicos aluviales aún funcional, que en la actualidad alimenta el principal drenaje de la zona, la rambla de Tabernas, arteria por la que es evacuada tanto el agua como los sedimentos que descarga la red fluvial en este sector oriental de la cuenca.

Vista de los depósitos lacustres (foto J. C. Braga).

162

Sustrato bético Relleno sedimentario de la cuenca Abanicos aluviales Lago - Depósitos lacustres Dirección del drenaje principal de la cuenca

5. El sistema cuaternario de abanicos aluviales - lagos

Los abanicos comenzaron a funcionar en el Pleistoceno, tras un período erosivo que desmanteló la parte alta de los sedimentos de la cuenca.

DEPÓSITOS CUATERNARIOS DEL SISTEMA DE ABANICOS ALUVIALES - LAGO EN EL ENTORNO DE TABERNAS

Rambla Honda

Durante el funcionamiento de estos dispositivos aluviales el drenaje de la cuenca quedó en algún momento interrumpido, generándose una zona lacustre en la que se depositaron unos 20 metros de sedimentos. Estos depósitos son visibles en las inmediaciones de Tabernas y del Puente de los Callejones (cruce de la autovía con la antigua carretera de Murcia).

Sustrato bético Rambla de los Nudos

Materiales de relleno de la depresión de Tabernas Sedimentos lacustres

RES LAB S FI O L E RA D SIER

Abanicos aluviales Cauces Puntos de observación Carretera

Rambla de la Galera

Cantera

Rambla de los Molinos Rambla de Norias Sierra del Marchante

En la figura se marcan algunos puntos útiles para observación en campo: 1. Vista general del dispositivo de abanicos aluviales coalescentes de Rambla Honda 2. Sedimentos gruesos de canal típicos de los depósitos más proximales del abanico aluvial, en relación con el frente de alimentación del relieve de Los Filabres 3. Sedimentos más finos característicos de depósitos distales (visibles en la zona de cantera) 4. Sedimentos lagunares, visibles en el propio entorno de la Gasolinera de Alfaro

Rambla de Tabernas

TABERNAS Rambla de la Sierra

Bar Alfaro

SIERRA DE ALHAMILLA

163