UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS Departamento de Geodinámica NEOTECTÓNICA Y TECTÓNICA ACTIVA DE LA CUENCA DE MÁLAGA (CORDILLERA BÉTICA OCCIDENTAL). MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR PRESENTADA POR Juan Miguel Insúa Arévalo Bajo la dirección del doctor José J. Martínez Díaz Madrid ©Juan Miguel Insúa Arévalo, 2008 Índice 1.- INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 1 2.- MARCO GEOLÓGICO 5 2.1.- ESTRUCTURA GENERAL Y DIVISIONES MAYORES DE LA CORDILLERA BÉTICA 7 2.2.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA 11 2.2.1. EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DEL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL (SISTEMA CORDILLERA BÉTICO-RIFEÑA-MAR DE ALBORÁN) 11 2.2.2. EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA CORDILLERA BÉTICA 15 2.3.- ESTRUCTURA PROFUNDA DE LA CORDILLERA BÉTICA 19 2.3.1. ESTRUCTURA DE LA LITOSFERA 19 2.3.2. ESTRUCTURA DE LA CORTEZA 21 2.4. MARCO SISMOTECTÓNICO DE LA REGIÓN IBERO-MOGREBÍ 21 2.5.- GEOLOGÍA DE LA CUENCA DE MALAGA 29 2.4.1. ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA 31 2.4.1.1. Estratigrafía y estructura del Complejo Alpujárride 31 2.4.1.2. Estratigrafía del Complejo Maláguide 34 2.4.1.3. Estratigrafía de las unidades sedimentarias neógenas 35 2.4.2. CONTROL TECTÓNICO DE LA CUENCA 38 2.4.3. SISMICIDAD 43 3.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 45 3.1.-FUNDAMENTO TEÓRICO 49 3.2.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL 51 3.2.1. MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA 51 3.2.2. MODELIZACIÓN 54 3.2.3. DESCRIPCIÓN DE LOS PERFILES GRAVIMÉTRICOS 57 3.2.3.1. Características comunes 57 3.2.3.2. Perfil Oeste 62 3.2.3.3. Perfil Central 63 3.2.3.4. Perfil Este 63 3.2.4. CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL 65 3.3.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA. 67 3.3.1. DATOS GRAVIMÉTRICOS 67 3.3.2. MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA 70 3.3.3. DESCRIPCIÓN E INTERPRETACIÓN DE LOS PRINCIPALES RASGOS TECTÓNICOS DEL MAPA DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS RESIDUALES 72 3.3.4. CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA 75 4.- ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA 77 4.1.- DEFINICIÓN DE LOS CONCEPTOS NEOTECTÓNICA Y TECTÓNICA ACTIVA ASUMIDOS EN ESTA TESIS 79 4.2.- LOS ABANICOS ALUVIALES DE BORDE SUR DE LA CUENCA (SIERRA DE MIJAS) 81 4.2.1.- METODOLOGIA 82 4.2.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS ABANICOS ALUVIALES Y SU RELACIÓN CON MOVIMIENTOS TECTÓNICOS 83 4.2.3.- GEOLOGÍA Y MORFOLOGÍA DE LOS ABANICOS ALUVIALES DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS 89 4.2.3.1.- Fases deposicionales de los abanicos 89 4.2.3.2.- Sectorización del frente montañoso 98 4.2.3.3.- Edades de las fases deposicionales 99 4.2.4.- RASGOS MORFO-TECTÓNICOS DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS 103 4.2.4.1.- Índices morfométricos de los abanicos 103 4.2.4.2.- Estructuras tectónicas 107 4.2.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 113 4.3.- DEFORMACIÓN NEOTECTÓNICA Y TECTÓNICA ACTIVA DEL SECTOR CENTRAL DE LA CUENCA 115 4.3.1.- METODOLOGIA 116 4.3.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS DE PLIGUES ACTIVOS 117 4.3.3.- ESTRUCTURA Y MORFOLOGÍA DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 120 4.3.4.- ACTIVIDAD TECTÓNICA DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 125 4.3.4.1.- Tectónica post-pliocena 125 4.3.4.2.- Tectónica activa 129 4.3.5.- MODELO ESTRUCTURAL Y EVOLUTIVO DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 136 4.3.6.- PROPAGACIÓN LATERAL DE LA DEFORMACIÓN 140 4.3.6.1.- Analogías morfológicas entre el alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce (ATVG) y la Sierra de Cártama 140 4.3.6.2.- Modelo estructural y actividad tectónica del pliegue del ATVG 143 4.3.7.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 145 4.4.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS EN LA CUENCA 147 4.4.1.- METODOLOGIA 148 4.4.2.- MOVIMIENTOS VERTICALES DURANTE EL MESSINIENSE 149 4.4.2.1.- Distribución de los depósitos tortonienses 149 4.4.2.2.- Estimación de movimientos verticales messinienses 151 4.4.2.3.- Discusión sobre la variación de la tasa de movimiento vertical 153 4.4.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES PLIO-CUATERNARIOS 155 4.4.3.1.- Distribución espacial de los depósitos pliocenos 155 4.4.3.2.- Estimación de movimientos verticales plio-cuaternarios 156 4.4.3.3- Discusión sobre la variación de la tasa de movimiento vertical 158 4.4.4.- LAS SUPERFICIES EROSIVAS MARINAS DEL PLIOCENO 160 4.4.4.1.- Las rasas marinas de El Romeral 163 4.4.4.2.- Las rasas marinas de Los Nebrales-Las Lomas 165 4.4.4.3.- Las rasas marinas de los Llanos de Peñaprieta 167 4.4.4.4.- Las rasas marinas de Alhaurín el Grande 169 4.4.4.5.- Las rasas marinas del extremo oriental de la Sierra de Mijas 173 4.4.4.6.- Interpretación de las deformaciones y levantamientos tectónicos 174 4.4.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 181 5.- EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA DE MÁLAGA 183 5.1.- ESTRUCTURACIÓN DE LA CUENCA DURANTE EL OLIGOCENO SUPERIOR Y MIOCENO INFERIOR-MEDIO 187 5.2.- CINEMÁTICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS 191 5.2.1.- FALLAS NEOTECTÓNICAS 192 5.2.1.1.- Familia de fallas N70º-85ºE 192 5.2.1.2.- Familia de fallas N165º-170ºE 194 5.2.1.3.- Familia de fallas N20º-30ºE 194 5.2.1.4.- Familia de fallas N40º-50ºE 195 5.2.1.5.- Familia de fallas N60º-85ºE 195 5.2.2.- PLIEGUES NEOTECTÓNICOS 197 5.2.2.1.- Pliegues N-S 197 5.2.2.2.- Pliegues N60º-85ºE 198 5.2.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS 200 5.3.- DINÁMICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS 201 5.3.1.- FASE 1: ESTADO DE ESFUERZOS PRENEOTECTÓNICO 203 5.3.2.- FASE 2: ESTADO DE ESFUERZOS TRANSICIONAL 204 5.3.3.- FASE 3: ESTADO DE ESFUERZOS NEOTECTÓNICO 205 5.4.- MODELO NEOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA 211 5.4.1.- ESTRUCTURACIÓN PRENEOTECTÓNICA 212 5.4.2.- ESTRUCTURACIÓN NEOTECTÓNICA 215 5.4.2.1.- Periodo temprano (Tortoniense superior-Messiniense) 216 5.4.2.2.- Periodo tardío (Plioceno-Cuaternario) 217 5.4.3.- DISCUSIÓN DEL MODELO 222 6.- IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 227 6.1.- ACTIVIDAD SÍSMICA INSTRUMENTAL 229 6.2.- POTENCIAL SÍSMICO DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS TECTÓNICAS ACTIVAS 235 6.3.- DISCUSIÓN SOBRE LAS POSIBLES FUENTES SISMOGENÉTICAS DE LOS DOS PRINCIPALES TERREMOTOS HISTÓRICOS DE LA CUENCA DE MÁLAGA 239 6.3.1.- EL TERREMOTO DE MÁLAGA DE 1494 239 6.3.1.- EL TERREMOTO DE ALHAURÍN EL GRANDE DE 1680 241 6.4.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 245 7.- CONCLUSIONES 247 BIBLIOGRAFÍA 251 INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 1 1 La Cuenca de Málaga se sitúa en el sector Occidental de la Cordillera Bética, en el Sur de la Península Ibérica. La Cordillera Bética constituye el sector sísmica y tectónicamente más activo de la Península. En la Cuenca de Málaga se han localizado algunos de los mayores eventos sísmicos del registro histórico de la Península Ibérica, como los terremotos de 1494, de intensidad VIII (EMS-98), y, sobre todo, el terremoto ocurrido en 1680 que alcanzó una intensidad de VIII-IX (EMS-98) y que produjo varias decenas de víctimas mortales y numerosos daños materiales. Aunque en la Cuenca no se han registrado en los últimos siglos importantes eventos sísmicos, no se puede obviar su potencial sísmico, ya que la sismicidad es la evidencia puntual de la actividad tectónica de la zona, actividad, que en la Cuenca, queda relejada a más largo plazo en la marcada orografía de los relieves circundantes, que superan los 1000 m sobre el nivel del mar a escasos kilómetros de la costa mediterránea. Los aspectos sobre la neotectónica y la tectónica activa de la Cuenca de Málaga no han sido abordados específicamente y en profundidad hasta la fecha. Aunque existen numerosos trabajos tectónicos en los que se incluye la Cuenca, éstos tienen como objetivo, bien descifrar las complicadas relaciones estructurales entre los principales mantos y complejos que conforman la Zona Interna de la Cordillera Bética, bien analizar aspectos sismotectónicos regionales que se centran en la ocurrencia de una sismicidad media-profunda (que alcanza los 180 km de profundidad en la zona) y que diluyen el interés de la sismicidad superficial y su estrecha relación con la estructuración neotectónica de la Cuenca. Capítulo1INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 2 La evolución neotectónica de la Cuenca está condicionada por su posición singular dentro de la Cordillera Bética, ya que se encuentra en el punto de inflexión en el que se produce el cambio de las orientaciones N70-90E, características de los sectores Central y Oriental, que comienzan a rotar en sentido antihorario para generar el Arco de Gibraltar, cerrando la estructura Bético-Rifeña por el Oeste. La Cuenca de Málaga ofrece por otra parte,unas condiciones adecuadas para este tipo de estudios, ya que los procesos tectónicos más relevantes que se producen en la zona pueden quedar registrados en los materiales sedimentarios que rellenan la cuenca, lo que permite, además, que se pueda realizar una datación relativa de dichos procesos. El objetivo principal de esta Tesis se centra en definir la evolución neotectónica de la Cuenca de Málaga, así como su tectónica activa. Para la consecución del objetivo principal se plantean una serie de objetivos parciales que se orientan hacia la identificación, descripción y caracterización cinemática y dinámica de las principales estructuras neotectónicas y activas de la Cuenca. Una de las aplicaciones inmediatas de los objetivos marcados es que dichas estructuras pueden considerarse como potenciales fuentes sismogenéticas, de gran interés para futuras evaluaciones de la peligrosidad sísmica. El análisis sobre la neotectónica y la tectónica activa que se describe en esta Tesis ha requerido de la aplicación de diferentes técnicas pertenecientes a disciplinas variadas. Las metodologías seguidas incluyen cartografía geológica de síntesis a escala regional, cartografía de campo a escala local, fotointerpretación geológica, análisis morfotectónico de modelos digitales del terreno, análisis estructural, levantamiento de columnas estratigráficas, análisis de dinámica fluvial y redes de drenaje y prospección gravimétrica. Una descripción detallada de cada una de las metodologías utilizadas en esta Tesis se realiza en los diferentes apartados de cada capítulo, La compleja estructuración pre-neotectónica que presenta la Cuenca ha condicionado de manera importante la metodología de estudio. Primeramente, se ha realizado un análisis exhaustivo del Marco Geológico de la zona, que se describe de manera resumida en el Capítulo 2. Posteriormente, y para definir con mayor precisión algunos aspectos concretos de la estructura en profundidad de la zona, se ha realizado un estudio gravimétrico, que se ha dividido en dos partes atendiendo a la escala de trabajo: una regional, que se ha extendido desde el Mar de Alborán hasta los dominios del Macizo Ibérico en Sierra Morena, que ha permitido definir la estructura cortical de la zona, que condiciona de manera inequívoca la evolución neotectónica en la Cuenca; y otra a escala local, llevada a cabo sobre la propia Cuenca, con el objetivo de aportar criterios gravimétricos de detalle que permitan definir las principales estructuras neotectónicas. Este estudio se describe en el Capítulo 3 de la Tesis. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 3 1 Una vez definida la estructuración de la Cuenca previa al periodo considerado como neotectónico, se ha procedido al análisis de las principales estructuras neotectónicas y activas, para lo que se han realizado tres estudios de aspectos y zonas independientes dentro de la Cuenca, como son la evolución de los abanicos aluviales del borde sur procedentes de la Sierra de Mijas, el análisis de la deformación en la parte central de la Cuenca y la distribución temporal y espacial de los movimientos verticales neotectónicos. Con estos tres estudios que presentan relaciones entre aspectos tectónicos, sedimentarios, morfológicos y estructurales en distintos grados de aplicación, se pretende establecer un marco estructural y evolutivo de las deformaciones neotectónicas. Estos estudios se detallan en los distintos apartados del Capítulo 4. Con los resultados obtenidos en los Capítulos 3 y 4, y junto con el análisis del Marco Geológico de la zona (Capítulo 2), se han identificado y definido las principales estructuras neotectónicas de la Cuenca. En función de su geometría, cinemática y dinámica se ha realizado una interpretación de la evolución neotectóncia de la zona que ha sido integrada en el contexto de la evolución reciente de la Cordillera Bética. La interpretación y discusión de estos resultados se presenta en el Capítulo 5. Las estructuras tectónicas activas identificadas en esta Tesis pueden considerarse como potenciales fuentes sismogenéticas. En la actualidad, los estudios de peligrosidad sísmica orientados principalmente a la ordenación del territorio en zonas de alta densidad de población e industrialización o al análisis de la acción sísmica en estructuras singulares (e.g.: grandes presas, centrales nucleares, almacenamientos subterráneos), integran en sus cálculos y definición de zonas simogenéticas, tanto, los datos de sismicidad instrumental e histórica, como los datos procedentes de estudios de paleosismología, neotectónica y tectónica activa. Por ello, en el Capítulo 6 se realiza un análisis de las implicaciones sismotectónicas que se derivan de los resultados obtenidos, estimándose el potencial sísmico de las estructuras identificadas, así como su posible relación con la sismicidad existente en la zona, tanto instrumental, como histórica. MARCO GEOLÓGICO 5 2 La zona de estudio de esta tesis engloba la Cuenca de Málaga y su entorno. La Cuenca de Málaga, es una cuenca de edad neógena y cuaternaria que se sitúa en el sector occidental de la Cordillera Bética, que constituye, junto con la cadena del Rif en Marruecos, la terminación occidental de las cadenas alpinas mediterráneas (Figura 2.1). Tanto en el Rif como en la Cordillera Bética se distingue una Zona Externa, y una Zona Interna, además del denominado Complejo del Campo de Gibraltar (Figura 2.1 y Figura 2.2). Las zonas externas son diferentes a un lado y otro del Arco de Gibraltar, mientras que la interna y el Complejo del Campo de Gibraltar son comunes al Rif y a la Cordillera Bética. Desde principios del siglo XX numerosos autores han intentado componer el complejo rompecabezas que representa la estructura de la Cordillera Bética ensamblando estudios de estratigrafía, petrología, tectónica, geofísica, etc. En este capítulo se pretende dar una visión general de la estructuración y división de la cadena en función del estado actual del conocimiento para poder entender el marco geológico en el que se desarrollan los estudios de esta tesis, sin entrar en discusión sobre los distintos aspectos y/o detalles que puedan presentar aun hoy en día alguna controversia. Para ello se ha seguido principalmente las ideas expuestas en Vera (2004), en el que se presentan actualizadas e integradas un gran número de referencias bibliográficas, recogiendo de manera bastante completa el estado del conocimiento en cuanto a la estructura de la Cordillera Bética. Para una discusión más detallada de estos aspectos, se remite al lector a dicha referencia. Capítulo2MARCO GEOLÓGICO 6 Figura 2.1. Mapa geológico del segmento occidental del Orógeno Alpino Perimediterráneo (Vera, 2004) Figura 2.2. Esquema geológico regional de la Cordillera Bética (Modificada de Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004) MARCO GEOLÓGICO 7 2 2.1.- ESTRUCTURA GENERAL Y DIVISIONES MAYORES DE LA CORDILLERA BÉTICA En la Cordillera Bética se distinguen clásicamente tres unidades estructurales y tectosedimentarias principales: Las Zonas Externas Béticas, el Complejo de flysch del Campo de Gibraltar y las Zonas Internas Béticas (Figura 2.2). Las Zonas Externas están formadas por depósitos marinos de plataforma de edad desde Triásico a Paleógeno fuertemente deformados (pliegues y cabalgamientos de dirección general ENE-OSO) pero poco o nada afectados por el metamorfismo alpino. Estos materiales corresponden al antiguo margen continental de Iberia. Las Zonas Externas se dividen a su vez en dos grandes dominios tectonoestratigráficos: - El Prebético, constituido por sedimentos de facies de plataforma somera proximales depositados en el paleomargen continental de Iberia en contacto discordante con el macizo paleozoico. La estructura de este dominio presenta materiales de la cobertera mesozoica con escaso desplazamiento respecto del basamento paleozoico, que se produce a favor de las formaciones evaporíticas y arcillosas del Trías, que actúan como nivel general de despegue. Este dominio no aflora en la zona de estudio, haciéndolo casi exclusivamente en la mitad oriental de la cordillera. - El Subbético, está formado por sedimentos de facies de talud continental y pelágicas propias de una posición más distal en la plataforma continental. La estructura es más complicada que en el Prebético, ya que la cobertera sedimentaria está despegada totalmente y desplazada con respecto a su substrato. Dentro de este dominio se encuentran diferenciadas varias unidades estructurales, que a grandes rasgos coinciden con la distribución de subdominios paleogeográficos: Dominio Intermedio, Subbético Externo, Subbético Medio y Subbético Interno. Este último, en el sector occidental de la cordillera tiene entidad propia, y se denomina Penibético. El Complejo del Campo de Gibraltar está formado por sedimentos cretácico-cenozoicos alóctonos fuertemente tectonizados pero no afectados por metamorfismo. Estos materiales se depositaron en facies marinas muy profundas principalmente turbidíticas (facies flysch) sobre una corteza oceánica o corteza continental muy adelgazada, lo que hace que este complejo se distinga de las Zonas Externas Béticas. Las Zonas Internas están formadas principalmente por el apilamiento de un conjunto de materiales que incluyen un antiguo zócalo paleozoico emplazados tectónicamente sobre la subplaca Ibérica, y que cabalga sobre las Zonas Externas. Se reconocen clásicamente tres grandes 8 Estructura General y Divisiones Mayores Complejos, diferenciados tanto por la edad y facies de las distintas unidades litológicas, como por la forma en que se desarrollaron otros procesos geológicos, como el magmatismo, el metamorfismo y su emplazamiento tectónico. Estos complejos son: - Complejo Nevado-Filábride, aflorante principalmente en Sierra Nevada y la Sierra de los Filábres (sectores central y oriental de la cordillera), ocupa la posición inferior y está formado por tres unidades tectónicamente superpuestas donde se reconocen formaciones paleozoicas, pérmicas y triásicas afectados por un metamorfismo regional de alta presión, con formación de eclogitas y esquistos azules. Este complejo no aflora en la zona de estudio. - Complejo Alpujárride, formado por series paleozoicas y del Triásico en una posición estructural intermedia. Dentro de este complejo se establece una división en tres grupos de unidades: Alpujárrides Inferiores (de metamorfismo de grado bajo), Intermedios (con condiciones de metamorfismo de grado medio-alto) y Superiores (que se caracterizan por presentar las peridotitas de Ronda a su base y por presentar metamorfismo de grado muy alto en la base de la sucesión metapelítica). De este complejo afloran ampliamente las unidades Intermedias y Superiores en la zona de estudio. Destaca la presencia de grandes masas de las peridotitas en profundidad que llegan a aflorar en numerosos puntos en la zona de estudio. - Complejo Maláguide, ocupa la posición superior y está formado por un basamento paleozoico, con metamorfismo de grado bajo, y una cobertera que comienza con capas rojas del Permo-Trías al que sigue una serie marina jurásica, cretácica y eocena. Este complejo aflora en gran extensión en la zona de estudio, principalmente en los Montes de Málaga. Las Zonas Internas Béticas forman parte de los que se ha denominado, entre otros nombres, como Bloque o Dominio de Alborán, que también forma las Zonas Internas del Rif, situado al otro lado del Mar de Alborán en el continente africano. Allí, los complejos que se identifican son el Complejo Sébtide (equivalente al Alpujárride bético), que incluye las peridotitas de Beni-Busera, y el Complejo Gomáride, equivalente al Maláguide. No aflora en el Rif el complejo más profundo equivalente al Complejo Nevado-Filábride. Además de estos tres complejos se encuentran otras unidades de menor entidad geológica pero de gran importancia para establecer la historia evolutiva de la cadena y que se han denominado Unidades Frontales. Estas unidades engloban las denominadas Dorsal y Predorsal, y su posición paleogeográfica y relaciones con los complejos principales es aún tema de debate científico. Estas unidades se sitúan en el frente de las Zonas Internas en los sectores central y occidental de la cordillera, y están formadas por materiales carbonatados mesozoicos. MARCO GEOLÓGICO 9 2 Sobre todas estas unidades geológicas de rango mayor se reconocen discordantemente extensas y potentes sucesiones del Mioceno superior, Plioceno y Cuaternario. La Cuenca del Guadalquivir representa la antigua cuenca de antepaís del orógeno bético, que incluye en su parte meridional cuerpos olistostrómicos procedentes de la Zona Externa Bética (Subbético). Además, situadas principalmente sobre la Zona Interna, o en el contacto de esta con la Zona Externa, se localizan varias cuencas intramontañosas, entre las que destacan por su extensión la cuenca de Guadix-Baza, la cuenca de Granada y la cuenca de Ronda. Aunque de menor dimensión, la Cuenca de Málaga es una de estas cuencas intramontañosas. MARCO GEOLÓGICO 11 2 2.2.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA 2.2.1.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DEL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL (SISTEMA CORDILLERA BÉTICO-RIFEÑA-MAR DE ALBORÁN) El sistema Cordillera Bético-Rifeña-Mar de Alboran se formó en un contexto geodinámico de convergencia de las placas litosféricas Africana y Euroasiática desde el Cretácico (Livermore y Smith, 1985, Dewey et al., 1989), que sigue hoy en día activo. El principal apilamiento de mantos que conforman la Zona Interna Bético-Rifeña, así como el sustrato del mar de Alborán, se produjo, principalmente, por procesos de subducción y colisión continental durante el Paleógeno. Con el final del apilamiento de mantos en el Oligoceno Superior, se genera un engrosamiento cortical y se forma una cuña orogénica en la que se alcanzan los picos metamórficos en los complejos Alpujárride y Nevado-Filábride (Martín-Algarra, 1987). Hay que destacar que las peridotitas de Ronda ya forman en ese momento parte del Complejo Alpujárride, emplazadas tectónicamente como una única lámina (Tubía, 1988; Tubía et al., 1992; Tubía et al., 1997; Sanchez-Gomez y Gebauer, 2000; Sánchez Gómez et al., 2002,). Para este tiempo, la posición de esta cuña orogénica se encuentra a la altura de la actual cuenca SurBalear, es decir, a varios cientos de kilómetros al Este de su posición actual (Balanyá et al., 1997). En los últimos estadios de apilamiento, el engrosamiento es contemporáneo con los procesos extensionales del principal desmantelamiento de la cadena a favor de fallas normales de bajo ángulo con transporte hacia el N del bloque de techo en el Oligoceno Superior (González Lodeiro et al., 1996, Balanyá et al., 1997; Tubía et al, 1997) o en el Mioceno Inferior (García Dueñas y Martínez Martínez, 1988; García Dueñas et al., 1992). La gran mayoría de los contactos que se observan en la actualidad entre las diferentes unidades que conforman los complejos Alpujárride y Maláguide son fallas normales (García Dueñas y Balanyá, 1991). El movimiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán, que conforma la Zona Interna Bético- Rifeña, comienza al final del Oligoceno, iniciándose la colisión con la Zonas Externas de la Cordillera Bética en el Burdigaliense Inferior (Sanz de Galdeano, 1990 y 1996). Los procesos extensionales, relacionados con la apertura del mar de Alborán, son coetáneos con el principal movimiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán (e.g.: Sanz de Galdeano, 1990, Crespo-Blanc, 2000). El ámbito en el que se produce este movimiento hacia el Oeste es el de acercamiento entre la placa Africana y la Euroasiática. Este acercamiento queda resuelto por la subducción de la placa Africana bajo la Euroasiática según una línea de dirección ENE-OSO (e.g.: Livermore y Smith, 1985, Rehault, et al., 1985, Jolivet y Faccenna, 2000), quedando el mar Mediterráneo Occidental como una cuenca tras-arco formada en ambiente extensional (Morley, 1993). 12 Evolución Geodinámica La explicación de estos procesos sigue siendo hoy en día objeto de un intenso debate científico que ha dado lugar a la propuesta de numerosos y variados modelos. Calvert et al. (2000) hacen una buena síntesis de los modelos existentes hasta dicha fecha (Figura 2.3). Figura 2.3. Principales modelos propuestos para la explicación de la evolución del mar de Alborán y la Cordillera Bético- Rifeña (Tomada de Calvert et al., 2000). El primer modelo que incluye el desplazamiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán fue propuesto por Andrieux et al. (1971) como explicación al Arco de Gibraltar, en el que el Bloque de Alborán es considerado como una microplaca que cabalga la placa Africana y la Ibérica, que están en contacto por una falla trasformante. Dentro de los modelos que contemplan la subducción de la placa Africana bajo la Euroasiática se distinguen varias tendencias no necesariamente contradictorias. Royden (1993) propone un modelo en el que se produce un retroceso de la zona de subducción debido a la retracción de la lámina que subduce (roll-back) como explicación de la extensión del mar de Alborán. Este modelo ha servido como base para el propuesto por Lonergan y White (1997), en el que señalan las rotaciones de bloques de la Zona Externa Bética y Rifeña (según un eje vertical deducidas a partir de medidas paleomagnéticas) a causa del emplazamiento del Bloque de Alborán, y donde se propone una evolución de la zona de subducción hasta quedar MARCO GEOLÓGICO 13 2 restringida a la zona del arco de Gibraltar con una lámina litosférica subduciendo hacia el Este. En una línea similar, con matices, se encontrarían los modelos propuestos por Faccena et al. (2001 a y b), Faccena et al. (2004), Duggen et al. (2004), Jolivet et al. (2006), entre otros (Figura 2.4); llegando a los modelos en los que Gutscher et al. (2002), Gutscher (2004), Thiebot y Gutscher (2006), proponen que la zona de subducción permanece activa hoy en día, y la señalan como fuente sismogenética del terremoto de Lisboa de 1775. Como alternativa a estos modelos de retracción de la lámina que subduce, Zeck (1996 y 1997) propone la rotura y hundimiento de una litosfera Bética que subduce en el Oligoceno Superior/Mioceno Inferior, produciendo un emplazamiento centrífugo del Bloque de Alborán desde el centro del actual mar de Alborán como respuesta a la distensión que se genera en la parte superior de la litosfera por el ascenso de manto astenosférico. Otros autores también han propuesto modelos que asumen este emplazamiento radial del Bloque de Alborán, pero en los que no se contempla una subducción, si no únicamente un engrosamiento litosférico que tiene como consecuencia la remoción del tramo mantélico de la litosfera. Platt y Vissers (1989) y Doblas y Oyarzun (1989) proponen las corrientes convectivas de la astenosfera como causa de la remoción litosférica. Houseman (1996) apoya este modelo como mejor explicación de la distensión en el mar de Alborán por su semejanza con otros casos en el mundo (Colorado Plateau y el Tibet). Una alternativa a este tipo de remoción es el modelo propuesto por García Dueñas et al. (1992) en el que se produce una delaminación de la litosfera subcortical, lo que produce el adelgazamiento litosférico a favor de fallas normales de bajo ángulo. Este modelo es modificado por Docherty y Banda (1995) que proponen una migración de la delaminación para explicar la variación de la subsidencia en el mar de Alborán con el tiempo, por el ascenso de material astenosférico a la base de la corteza y la consecuente extensión cortical. Seber et al. (1996) identifica bajo el mar de Alborán un cuerpo rígido sísmicamente activo y con alta velocidad de ondas P bajo una zona asísmica y de baja velocidad de ondas que correspondería con el material astenosférico que reemplazó el manto litosférico delaminado. Mezcua y Rueda (1997) proponen un modelo similar en base a datos sísmicos. Dentro de los modelos que suponen un emplazamiento centrífugo del Bloque de Alborán se propusieron varios que, con el incremento e incorporación de nuevos datos de geofísica y de geología de superficie, actualmente son muy cuestionados como el de ascenso diapírico del manto astenosférico (Weijermars, 1985) o como el modelo de mantle core complex propuesto por Doblas y Oyarzum (1989). 14 Evolución Geodinámica Figura 2.4. Mapas paleogeográficos y paleotectónicos del Mediterráneo y esquema de la evolución del arco de Gibraltar desde el Eoceno hasta el presente (modificada de Jolivet et al., 2006) MARCO GEOLÓGICO 15 2 2.2.2.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA CORDILLERA BÉTICA La evolución geodinámica de la Cordillera Bética queda, obviamente, enmarcada en el contexto descrito en el apartado anterior. Sin embargo, esta evolución en la Cordillera Bética presenta rasgos concretos a una escala más local que merece la pena abordar con más detalle para un adecuado encuadre geológico de esta tesis. El desplazamiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán continua, aunque con menor intensidad, durante el Mioceno Medio hasta detenerse en el Tortoniense Inferior, produciendo una intensa deformación en las Zonas Externas de la Cordillera Bética y formando el prisma de acreción del Campo de Gibraltar (Duran Delga y Fontboté, 1980). El avance del Bloque de Alborán produce en materiales de las Zonas Externas rotaciones en sentido horario (Osete et al., 1988; Platzman, 1992). Estas mismas rotaciones en sentido horario también se observan en las peridotitas incluidas en el Bloque de Alborán (Villasante-Marcos et al., 2003), e incluso Mattei et al. (2006) las detectan en los sedimentos post-tortonienses de varias cuencas intramontañosas béticas más orientales. El emplazamiento final del Bloque de Alborán sobre el macizo Hespérico produce una importante flexura litosférica de la placa Ibérica (Van der Beek y Cloetingh, 1992) que sirve de base para la formación de la cuenca de antepaís del Guadalquivir. Además, se produce el plegamiento de las fallas normales de bajo ángulo (García Dueñas y Balanyá, 1991) y la formación de grandes corredores de fallas en dirección N70º-100ºE (Sanz de Galdeano 1996). (Figura 2.5). Este autor propone un modelo en el que la Zona Interna Bética está dividida en varios segmentos corticales en dirección E-O, delimitados por corredores de fallas como el de las Apujarras- Colmenar. Estos segmentos corticales debieron avanzar más cuanto más lejos se encontrasen del contacto con la Zona Externa que frenaría su avance, es decir, cuanto más al Sur en la Cordillera Bética, y más al Norte en el Rif. El bloque intermedio es el que más avanza, dando forma al Arco de Gibraltar. Con el cambio del esfuerzo horizontal máximo de ONO-ESE a NNO-SSE en el Tortoniense Superior (Sanz de Galdeano, 1990) (Figura 2.6) producido por el movimiento de convergencia de las placas de África y Eurasia (Livemore y Smith, 1985; Dewey et al., 1989), la componente direccional de estas fallas quedó prácticamente bloqueada, atribuyéndoseles mayoritariamente a partir de ese momento un importante salto en la vertical (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). 16 Evolución Geodinámica Figura 2.5. Modelo tectónico de emplazamiento de la Zona Interna Bético-Rifeña (modificado de Sanz de Galdeano, 1996). El emplazamiento se produce a favor de grandes fallas de desgarre dextrales en dirección general E-O que individualizan varios segmentos corticales. Figura 2.6. Fracturas y pliegues asociadas a un sistema de deformación por cizalla simple (tomada de Sanz de Galdeano, 1990). Obsérvese los diferentes movimientos de las fallas existentes en relación a los cambios de máximo esfuerzo (σ1) desde el Serravaliense (a la izquierda) hasta que el sistema se bloquea en el Tortoniense Superior-Mesiniense (a la derecha). Alpujarras-Colmenar MARCO GEOLÓGICO 17 2 En este contexto neotectónico, el tensor de esfuerzos que se generó en el Tortoniense se completa con una extensión E-O que en la Cordillera Bética genera fallas que se disponen principalmente en dirección NO-SE y NE-SO (Sanz de Galdeano, 1983), que cortan a las estructuras E-O y presentan también notables saltos en la vertical en un contexto general de levantamiento regional (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991) que es responsable de la actuación de fallas de componente normal. Esta dinámica se extiende hasta la actualidad, donde sigue vigente la compresión horizontal NNO-SSE (Galindo Zaldívar et al, 1993) coherente con una convergencia de placas a una velocidad promedio entre 4 y 5 mm/año según medidas recientes de GPS y modelos cinemáticos (Argus et al., 1989; DeMets et al., 1990, 1994; McClusky et al., 2003; Stich et al., 2006). Este levantamiento general es el responsable del relieve actual de la cordillera que se ha desarrollado desde el Tortoniense (Braga et al., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004), y parece estar estrechamente ligado a antiformes de gran radio de dirección E-O como los de la Sierra Filabres y la Sierra Nevada (Galindo Zaldívar et al., 2003). Además de estos pliegues descritos en la parte central y oriental de la cordillera, existen también otros, aunque a menor escala, en la zona de la Cuenca de Málaga. Estos pliegues estarían formando entre otros los relieves de los Montes de Málaga (Estévez González y Chamón, 1978), la Sierra de Mijas (Andreo y Sanz de Galdeano, 1994) y la Sierra de Cártama (Capote et al., 2002). MARCO GEOLÓGICO 19 2 2.3.- ESTRUCTURA PROFUNDA DE LA CORDILLERA BÉTICA EN LA ZONA DE ESTUDIO La evolución de la Cordillera Bética ha generado una estructura cortical y litosférica particularmente compleja en la zona, con importantes variaciones de espesor tanto en dirección N- S como E-O. 2.3.1.- ESTRUCTURA DE LA LITOSFERA Torné et al. (2000), en un estudio gravimétrico tridimensional combinado con modelos de flujo térmico y de elevación topográfica, obtiene valores de espesor de litosfera continental que varían desde un máximo de 140 km en el Arco de Gibraltar, hasta los menos de 40 km en la cuenca Argelina donde pasa a ser oceánica (Figura 2.7). Figura 2.7. Estructura de la litosfera en la región del mar de Alborán según Torné et al. (2000) Estos valores son coherentes con los valores de flujo térmico obtenido por Fernández et al. (1998) para el Campo de Gibraltar y con los de Polyak et al. ( 1996) para el mar de Alborán. Este último autor considera como especialmente elevados los valores de flujo térmico en el mar de Alborán, y los relaciona con la presencia de un manto anómalo en niveles muy superficiales. Este manto anómalo se caracteriza por tener una densidad inferior a la normal, y ya fue descrito por 20 Estructura Profunda Hatzfelt (1976) tanto en modelos gravimétricos como en perfiles de sísmica de refracción, en los que obtiene una baja velocidad de ondas para esta zona. MARCO GEOLÓGICO 21 2 2.3.2.- ESTRUCTURA DE LA CORTEZA La estructura de la corteza ha sido estudiada por diferentes métodos de prospección geofísica. Los perfiles de sísmica de reflexión profunda ESCI-Béticas han arrojado valiosa información de la estructura de la corteza en toda la Cordillera Bética (Banda et al., 1993; García Dueñas et al., 1994). En estos perfiles se han obtenido reflectores que sitúan el máximo espesor de corteza coincidiendo (con un ligero desfase hacia el Sur) con la máxima altura topográfica en Sierra Nevada a una profundidad de entre 35 y 38 km. Esta profundidad de la discontinuidad de Moho, aunque disminuyendo desde Sierra Nevada, se mantiene más o menos constante en una trasversal E-O, mientras que en una trasversal N-S disminuye drásticamente hacia el Mar de Alborán. Figura 2.8. Esquema geológico de la zona de estudio sobre el que se muestran las campañas geofísicas ya existentes, junto con las campañas gravimétricas realizadas en esta tesis. 1. Perfil gravimétrico (Casas y Carbó, 1990); 2. Perfil Gravimétrico (Van der Beek y Cloetingh, 1992); 3. Perfiles Gravimétricos (Torné et al., 1992); 4. Perfiles Gravimétricos (Torné y Banda, 1992); 5. Perfiles de Sísmica de Refracción Profunda (Barranco et al., 1990); 6. Perfiles de Sísmica de Refracción Profunda (Medialdea et al, 1986); 7. Valores de anomalía de Bouguer (Torné et al., 1992); 8. Estudios gravimétricos realizados en esta tesis que incluyen los perfiles modelizados Oeste (O), Central (C) y Este (E), junto con la campaña gravimétrica específica que queda enmarcada en la Figura 3.5. 22 Estructura Profunda En la Cordillera Bética Occidental en particular, la formación del prisma de acreción, junto con el giro de orientación de las estructuras que forman el Arco de Gibraltar, y la presencia de peridotitas, hacen que la estructura cortical sea algo más compleja que en el resto de la Cordillera. La localización de las campañas geofísicas desarrolladas en esta zona se pueden ver en la Figura 2.8. Medialdea et al. (1986) por medio de perfiles de sísmica de refracción profunda determinan un espesor de corteza que varía entre 31 y 25 km para el sector del Campo de Gibraltar. Esta variación se produce suavemente de Norte a Sur y bruscamente de Oeste a Este. Watts et al. (1993) integran datos de sísmica de reflexión con datos gravimétricos y realizan la interpretación de un perfil N-S en el que puede apreciarse la estructura de la corteza en una trasversal Bética- mar de Alborán-Rif (Figura 2.9). Figura 2.9. Estructura de la corteza en una trasversal N-S de la Cordillera Bética-Mar de Alborán-Rif. (Modificada de Watts et al, 1993) Barranco et al. (1990) determinan mediante perfiles de sísmica de refracción profunda en el entorno de la Cuenca de Málaga también un fuerte adelgazamiento de la corteza de Norte a Sur en una estrecha franja, pasando de 24 a 15 km de espesor. Estos autores, además detectan la presencia de cuerpos peridotíticos en profundidad incluidos en la corteza. Esta presencia es señalada en numerosos trabajos principalmente gravimétricos (entre otros, Bonini et al., 1973, Casas y Carbó, 1990, van der Beek y Cloetingh, 1992 y Torné et al., 1992). En el trabajo de Torné MARCO GEOLÓGICO 23 2 et al., 1992 se puede apreciar, además de la fuerte variación del espesor de la corteza hacia el sur, la presencia de un importante cuerpo de peridotitas de varios kilómetros de espesor y varias decenas de kilómetros de longitud y anchura situado bajo la línea de costa entre Torremolinos y Marbella, coincidiendo con el máximo de anomalía gravimétrica que se puede observar en los mapas de anomalía de Bouguer realizados en la zona (Bonini et al., 1973; Mezcua et al., 1996, entre otros) (Ver Capítulo 3). MARCO GEOLÓGICO 25 2 2.4. MARCO SISMOTECTÓNICO DE LA REGIÓN IBERO-MOGREBÍ La convergencia entre las placas litosféricas Africana y Euroasiática se produce a lo largo de una amplia franja con una anchura varios cientos de kilómetros en el que la deformación se distribuye según un límite de placas difuso (Vegas, 1991). En concreto, en la región Ibero-Mogrebí la convergencia se produce entre la placa Africana y la subplaca Ibérica, generando una banda de actividad sísmica difusa con una dirección aproximada E-O (Figura 2.10a) que pone de manifiesto un límite de placas con una estructura compleja (Buforn et al., 1988 y 1995) (Figura 2.10b). Esta complejidad estructural se refleja a lo largo de la Cordillera Bética en un alto grado de tectonización que genera una densa red de fracturas. De modo simplificado se pueden reconocer tres familias principales de fallas potencialmente activas con dirección general E-O, NO-SE y NE-SO a NNE-SSO, y con funcionamiento cinemático inverso, normal y en dirección, respectivamente (Sanz de Galdeano, 1983). Por otra parte, los mecanismos focales calculados a partir de los terremotos superficiales, así como trabajos de medida de direcciones de esfuerzos en fallas, sitúan la dirección de esfuerzo horizontal máximo (σHmax) regional según una dirección NNO-SSE; que coexiste con un campo extensional de dirección general E-O (Galindo-Zaldívar et al., 1993). Con este campo de esfuerzos, el sistema de fallas NO-SE parece ser el responsable de la mayor parte de la ocurrencia de sismicidad en la Cordillera Bética (Sanz de Galdeano y López-Casado, 1988 y Sanz de Galdeano et al. 1995) (Figura 2.11). La Cordillera Bética constituye el sector sísmicamente más activo de la península Ibérica. En términos generales, la sismicidad de la Cordillera Bética se caracteriza por la ocurrencia de terremotos de magnitud moderada, que en periodo de registro instrumental no han superado el valor de Mw 5,5. No obstante, en siglos pasados se han producido en la cordillera eventos que han alcanzado magnitudes muy superiores, y que han quedado reflejadas en el registro histórico como terremotos destructivos con valores de intensidad máxima (Imax) de IX y X (Figura 2.12). Este hecho atestigua que el ciclo sísmico de esfuerzos en las fallas activas de la región es ampliamente superior al centenar de años, por lo que los estudios neotectónicos de dichas fallas son fundamentales para llegar a comprender su comportamiento sismogenético. 26 Sismotectónica Ibero-Mogrebí Figura 2.10. a) Distribución de la sismicidad regional en la zona de contacto entre la placa Africana y la Subplaca Ibérica (IGN, 2004). b) Marco sismotectónico de la región Ibero-Magrebí (tomado de Buforn et al., 1995). Las flechas señalan la dirección general de los campos de esfuerzos locales. MARCO GEOLÓGICO 27 2 Figura 2.11. Distribución de la sismicidad en relación con los sistemas de fallas y fracturas principales de la Cordillera Bética (tomado de Sanz de Galdenano et al., 1995). En trazo grueso se representan fallas consideradas activas desde el punto de vista neotectónico y sísmico. Figura 2.12. Sismicidad histórica de la región Ibero-Mogrebí donde se marcan los mayores terremotos con intensidades superiores a VIII (Tomada de Buforn et al., 2004) 28 Sismotectónica Ibero-Mogrebí En cuanto a la distribución en profundidad de la sismicidad, la mayoría de los hipocentros se pueden considerar superficiales (z < 40 km), aunque hay que destacar la ocurrencia de sismicidad de foco intermedio (40 < z < 150 km) en la zona del meridiano de Málaga, y dos eventos aislados localizados a 650 km bajo la costa de Granada (Figura 2.13). Figura 2.13. Sismicidad de foco intermedio y profundo (z > 50 km) en la región Ibero-Mogrebí (Extraído de IGN, 2004) La distribución de la sismicidad de foco intermedio se produce en una estrecha banda de 50 km de anchura con una dirección N-S. En base al análisis de los mecanismos focales calculados a partir de los terremotos ocurridos en esta banda, se han estimado movimientos litosféricos verticales con una dirección de extensión E-O (Buforn et al., 2004). Para la interpretación geodinámica de esta banda vertical de sismicidad se han propuesto numerosas teorías que se integran en la evolución geodinámica del orógeno bético-rifeño (Ver Apartado 2.2.1.), y que contemplan procesos de subducción hacia el O (e.g.: Morales et al., 1999), colapso extensional de una litosfera continental engrosada (e.g.: Platt y Vissers, 1989), delaminación litosférica continental (e.g.: Calvert et al., 2000), extensión tras-arco causada por una subducción con retracción de la lámina subducente (e.g.: Lonergan y White, 1997), remoción litosférica por corrientes convectivas de la astenosfera (e.g.: Houseman, 1996) o la rotura y hundimiento de un fragmento de litosfera (e.g.: Zeck 1996 y 1997). Los terremotos de foco profundo (z > 600 km) se encuentran aislados de los de foco intermedio, con una ausencia de sismicidad entre los 200 y los 650 km, aunque según estudios de tomografía sísmica existe una región anómala de alta velocidad que se extiende desde los 200 hasta los 700 km (Blanco y Spakman, 1993) que la relacionan con un proceso de subducción antiguo. MARCO GEOLÓGICO 29 2 2.5.- GEOLOGÍA DE LA CUENCA DE MALAGA La cuenca de Málaga es una de las cuencas intramontañosas desarrolladas a partir del Tortoniense situada en el sector occidental de la Zona Interna de la Cordillera Bética (Sanz de Galdeano y Vera, 1992) (Figura 2.14 y Figura 2.15). La cuenca tiene una morfología alargada según una dirección E-O y ocupa una extensión aproximada de 250 km². Por ella discurre en la actualidad el tramo bajo del río Guadalhorce hasta su desembocadura al suroeste de la ciudad de Málaga (Figura 2.15). Esta cuenca queda delimitada por los relieves de los Montes de Málaga al Norte, la Sierra de Mijas al Sur, por el mar Mediterráneo al Este y por un límite difuso al Oeste. Es de destacar la singular presencia de la Sierra de Cártama, un relieve constituido por materiales del basamento, de morfología alargada en dirección N70º-80ºE, situado en el centro de la cuenca. Figura 2.14. Esquema geológico del entorno de la zona de estudio. En la esquina inferior derecha se localiza el marco de esta figura sobre el esquema geológico regional de la Cordillera Bética que se muestra con detalle en la Figura 2.2. 30 Geología de la Cuenca de Málaga Figura 2.15. Esquema geológico de la Cuenca de Málaga y su entorno realizado con datos de las cartografías de Chamón y Quinquer (1976), Estévez González y Chamón (1978), Booth-Rea, et al. (2003) y datos propios. MARCO GEOLÓGICO 31 2 2.4.1.- ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA La cuenca de Málaga está formada principalmente por sedimentos neógenos depositados sobre un sustrato formado por materiales de los complejos Alpujárride y Maláguide, pertenecientes a la Zona Interna Bética. Estos materiales, además, son los que conforman los relieves circundantes y la Sierra de Cártama, formada por materiales pertenecientes al complejo Alpujárride y que se eleva en el centro de la cuenca (Figura 2.14 y Figura 2.15). El complejo Alpujárride, por lo tanto, representa la unidad estructural más baja de las que aparecen en la zona de estudio (Ver leyenda de la Figura 2.14). Litológicamente, el complejo Alpujárride en este sector se compone, de manera genérica, de techo a base, de esquistos grafitosos, gneises migmatíticos, peridotitas, mármoles y gneises y anfibolitas. El complejo Maláguide se sitúa estructuralmente encima del complejo Alpujárride. Este complejo está formado fundamentalmente por materiales detríticos de facies marinas profundas de edad paleozoica que superan los 1000 m de espesor y que presentan un ligero metamorfismo hacia la base (Mon, 1971). Sobre ellos se encuentra, en contacto discordante y despegada del sustrato, una cobertera permotriásica de origen continental. Hay que destacar en los Montes de Málaga la presencia de intrusiones de diques básicos (Torres Roldán et al., 1986) que afectan tanto a los materiales del complejo Maláguide como a los del Alpujárride. 2.4.1.1. Estratigrafía y estructura del Complejo Alpujárride Estratigráficamente, a grandes rasgos, este complejo se compone de una sucesión litoestratigráfica tipo que se repite, con notables variaciones y raramente completa, en las distintas unidades tectónicas superpuestas. Esta sucesión litológica tipo presenta un primer paquete inferior de edad paleozoica o más antiguo, de metapelitas, cuarcitas y gneises; un conjunto intermedio de edad permo-triásica con metapelitas (grises, verdosas, azuladas, e incluso violáceas, muy característicos) con niveles de cuarcitas, carbonatos y yesos; y un paquete carbonatado superior de edad triásica y más moderno, que a menudo está parcial o totalmente marmorizado. El grado de metamorfismo que afecta a estos materiales aumenta hacia la base dentro de cada unidad tectónica. La complicada estructura de este complejo ha llevado a diversos autores a definir distintas unidades. En general, parece aceptada una división mayor en Alpujárride Superior, Intermedio e Inferior, a los que se les asigna una variación del grado de metamorfismo de mayor a menor de arriba hacia abajo (Martín Algarra et al., 2004a). En la zona de estudio no aflora el Alpujárride Inferior, que sólo lo hace en el sector centro-oriental de la cadena, sobre el Complejo Nevado- 32 Geología de la Cuenca de Málaga Filábride. Dentro del Alpujárride Superior e Intermedio, entre las divisiones realizadas destacamos las de Navarro Vila y Tubía (1983), Tubía (1988) y Tubía et al. (1997), que denominan a toda la serie de materiales del Alpujárride Superior, incluyendo las peridotitas, como Manto de los Reales, y al resto hacia la base como Manto de Ojén y Manto de Guadaiza (Alpujárride Intermedio). Balanyá y García Dueñas (1991) y García de Domingo et al. (1994) subdividen a su vez el Manto de los Reales en Manto de Jubrique (esquistos y gneises) y Manto de Bermeja (peridotitas). A su vez, al Manto de Ojén lo denominan Unidad de Ojén, que junto con la Unidad de Guadaiza, forman el Manto de Guaro, que es uno de los mantos que forman los Mantos de Blanca (Ver leyenda de la Figura 2.15 y Figura 2.16). Figura 2.16. Esquema tectónico de las Zonas Internas del sector occidental de la Cordillera Bética, diferenciación de unidades alpujárrides y zonación petrológica de los macizos peridotíticos y metapelitas asociadas. 1: zona de clorita- moscovita; 2: zona de biotita-clorita-andalucita; 3: zona de estaurolita; 4: zona de sillimanita-moscovita; 5: zona de feldespato potásico-sillimanita-cordierita; 6: zona de granate-distena-feldespato potásico; I: tectonitas con espinela; II: peridotitas granulares; III: tectonitas con plagioclasa (Modificada de Martín Algarra et al. 2004a). Además de estas divisiones, existen otras, entre las que destacamos la realizada por Sánchez Gómez (1997), y la realizada en base al grado de metarmorfismo alcanzado por algunas asociaciones minerales relicto y criterios litoestratigráficos de Azañón et al. (1994) y Azañón et al. (1997). Considerando el objetivo de esta tesis, que no pretende discutir la división de este complejo, se ha optado por seguir como referencia la división propuesta por Balanyá y García- Dueñas (1991) y García de Domingo et al. (1994), ya que consideramos que el grado de detalle en MARCO GEOLÓGICO 33 2 la división de unidades es el adecuado para la interpretación tectónica que se pretende realizar. No obstante, se señalará la correspondencia de las unidades con la división propuesta por Navarro-Vila y Tubía (1983), Tubía (1988) y Tubía et al. (1997), para así tener una comprensión más completa del Complejo Alpujárride. Por lo tanto, como base para el trabajo que se presenta en esta tesis, el Complejo Alpujárride en la zona de estudio estaría estructurado de abajo hacia arriba en: • Manto de Guaro* perteneciente a los Mantos de Blanca*, que quedan englobados en el Alpujárride Intermedio. El Manto de Guaro se encuentra formado a su vez por: o Unidad* o Manto** de Ojén. Se trata de la unidad más baja del Alpujárride aflorante en la zona. Está compuesta, en orden estratigráfico ascendente, por gneises granatíferos, augengneises y leucogranitos, gneises y gneises migmatíticos, anfibolitas, esquistos grises con sillimanita y mármoles con diópsido y fosterita. Esta unidad aflora extensamente en las sierras Blanca, de Mijas y de Cártama, siendo los mármoles la principal litología que las constituyen, con potencias que superan los 2000 m. La antiforma de la Sierra de Cártama permite el afloramiento de las litologías subyacentes a los mármoles. o Unidad* o Manto** de Guadaiza. En orden ascendente, esta unidad está formada por microesquistos grafitosos con intercalaciones cuarcíticas y de gneises, augengneises y leucogranitos, esquistos grafitosos y gneises, y mármoles dolomíticos. Esta unidad aflora en su mayor parte por debajo del Manto de Bermeja en forma de ventanas tectónicas en la parte más occidental de la zona de estudio. • Mantos* o Manto** de los Reales. Perteneciente al Alpujárride Superior. Balanyá y García- Dueñas (1991) y García de Domingo et al. (1994) a su vez lo subdividen en: • Manto de Bermeja. Está formado por las denominadas peridotitas de Ronda, que están compuestas principalmente por lherzolitas, aunque también se encuentran harzburgitas y ocasionalmente dunitas (<10%). Los principales macizos en los que afloran estas peridotitas se sitúan en la Sierra Bermeja, Sierra Alpujata, Sierra de las Aguas, Sierra de la Robla y sur de la Sierra de Mijas (Figura 2.16). Todos los macizos presentan una zonación a escala kilométrica (Obata, 1980) que se corresponde aproximadamente con diferentes dominios tectonometamórficos definidos por Van der Wal y Vissers (1993) como: I: * Denominación según Balanyá y García-Dueñas (1991) y García de Domingo et al. (1994) ** Denominación según Navarro-Vila y Tubía (1983), Tubía (1988) y Tubía et al. (1997) 34 Geología de la Cuenca de Málaga tectonitas con espinela; II: peridotitas granulares; y III: tectonitas con plagioclasa. (Figura 2.16) Además de los macizos principales, existen un gran número de afloramientos de dimensiones desde hectométricas a métricas de peridotitas serpentinizadas. De estas sepentinitas, destacan las que afloran en el borde oriental de la Sierra de Cártama, que llega a tener más de 200 m de espesor, aunque también pueden encontrarse en el borde norte de esta sierra con espesores de escasos metros. • Manto de Jubrique. Este tramo constituye una franja bastante continua sobre las peridotitas. Está compuesto por una sucesión en orden ascendente de gneises granatíferos, gneises migmatíticos y augengneises, esquistos, filitas y calcoesquistos, dolomias y calizas. Booth-Rea (2001) estima una potencia de algo menos de 2000 m para este manto en la ventana de Sancti Petri. Por encima de esta formación se distinguen las Imbricaciones de Benarrabá, pero esta formación aflora más al Oeste, fuera de la zona de estudio. 2.4.1.2.- Estratigrafía del Complejo Maláguide Para describir la estratigrafía se ha optado por tomar la división en formaciones seguida por Martín Algarra et al., 2004b y por García de Domingo et al., 1994 basada, principalmente en la división realizada por Mon (1971), pero contrastada, actualizada y matizada según la revisión de trabajos de otros autores (se recomienda la consulta de estos trabajos para una información más detallada). Así, el Complejo Maláguide está formado de muro a techo por: • Esquistos oscuros con granate y andalucita (Ordovícico). Se trata de esquistos biotíticos en tonos marrones oscuros con granate y andalucita que presentan un espesor variable de hasta 100 m. • Formación Morales. (Ordovícico-Devónico). Esta formación se compone de rocas detríticas generalmente de grano fino, ligeramente metamorfizadas, que hacia arriba dan paso a pizarras verdosas. Las filitas intercalan con frecuencia niveles de cuarcitas grises. La potencia media de esta formación es de 200 m. • Formación Sancti Petri (calizas alabeadas) (Devónico). Se trata de una formación esencialmente carbonatada, en la que alternan los bancos de calizas y niveles de grauwackas más o menos carbonatados. Esta formación presenta un espesor muy variable, oscilando generalmente entre 100 y 400 m. • Formación Falcoña. (Carbonífero inferior-medio). Formado por un nivel de liditas de escasa potencia (< 10 m) y calizas pelágicas. MARCO GEOLÓGICO 35 2 • Formación Almogía. (Carbonífero medio-inferior). Formado por grauwackas, pizarras y niveles de conglomerados. La potencia de esta formación es muy variable, oscilando entre 25 y 250 m. • Formación Marbella. (Carbonífero inferior-medio). Está compuesta por conglomerados poligénicos de abundante matriz arenosa o arcillosa con características de debris flow. Como cabe esperar, este tipo de depósitos presenta un espesor muy irregular y continuidad lateral limitada. Se han descrito espesores de hasta 100 m, pero hay zonas en las que esta formación no aparece, apoyándose directamente las capas rojas del permotrías sobre la Formación Almogía. (Todas las formaciones desde la formación Morales hasta la formación Marbella se encuentran englobados en el Grupo Piar (Martín Algarra, 1987), que comprenden los materiales paleozoicos maláguides, que en algunas zonas están intruídos por diques de rocas subvolcánicas de hace 22-23 m.a. (Torres Roldán et al., 1986)). • Formación Saladilla. (Pérmico-Triásico). Está en contacto discordante sobre la anterior o sobre la Formación Almogía. Se encuentra compuesta de areniscas, arcillas y conglomerados de colores rojizos o rosados muy característicos. En mucha menor proporción aparecen niveles de yesos y dolomías. Esta formación se interpreta como un depósito continental o marino poco profundo con algún episodio lagunar. La potencia de esta formación supera en algunos puntos el centenar de metros. Los materiales maláguides posteriores a la Formación Saladilla son muy escasos o inexistentes en la zona de estudio, y estarían compuestos fundamentalmente por materiales carbonatados (dolomíticos) de potencia variable de hasta 200 m (Triásico-Jurásico inferior), e incluso por calizas y conglomerados de edad eocena. Aunque estrictamente no pertenezca al Complejo Maláguide, discordante sobre éste se encuentran las areniscas y conglomerados de la Formación Alozaina, de edad Oligoceno Superior- Aquitaniense Inferior (Bourgois, 1978; Martín Algarra, 1987). Esta formación está constituida por materiales retrabajados del propio Complejo Maláguide que fueron depositados en un ambiente marino somero cuando aún no se había iniciado el avance del Bloque de Alborán hacia el Oeste (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Se localizan pequeños afloramientos, no cartografiables, en el Oeste de la Cuenca de Málaga y en la ciudad de Málaga. 2.4.1.3.- Estratigrafía de las unidades sedimentarias neógenas Discordante sobre los dos complejos de la Zona Interna aparecen los sedimentos pertenecientes a varias formaciones transgresivas de escasa entidad cartográfica. Se trata, genéricamente, de brechas, arenas y lutitas del Mioceno Inferior (Aquitaniense-Burdigaliense 36 Geología de la Cuenca de Málaga Inferior) denominada por Bourgois et al. (1972) como Formación las Millanas, que junto con la Formación Viñuela (Sanz de Galdeano et al., 1993), de origen y litología equivalente, forman el Grupo Viñuela definido por Martín Algarra (1987). Estos materiales afloran en la zona de estudio a lo largo de una estrecha franja en las estribaciones suroccidentales de los Montes de Málaga (Sanz de Galdeano, et al, 1993) y en el borde norte de la Sierra de Cártama (Booth-Rea, 2001) (Figura 2.15). El hecho de que estas formaciones transgresivas se depositen tanto encima del complejo Alpujárride como del Maláguide, y que en algunos lugares lleguen incluso a sellar el contacto entre los dos complejos, hace que su edad sea interpretada como límite cronológico del final del principal evento deformacional de apilamiento de mantos de la Zona Interna (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Durante el Burdigaliense Superior se produce el emplazamiento gravitacional del Neonumídico (Bourgois, 1978) o “Arcillas con Bloques” compuesta por arenas y arcillas, que se relaciona con las facies distales de la formación Aljibe (Numídico) presentes en el Campo de Gibraltar y en el Rif, y que incluye bloques exóticos procedentes de las unidades de la Dorsal y Predorsal que formarían las unidades retrovergentes del prisma de acreción de Gibraltar (Balanyá y García Dueñas, 1986). Esta formación también es denominada Numidoide (Olivier, 1984) o Complejo de Alozaina (Balanyá y García Dueñas, 1986) y aflora en una gran extensión en la zona de estudio, principalmente en el sector occidental. Es a partir del Tortoniense cuando los depósitos se pueden considerar pertenecientes a la cuenca, tal y como hoy en día la conocemos (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). En una etapa transgresiva se depositaron materiales fundamentalmente groseros en toda la cuenca, con espesores superiores a los 300 m, formados por calcarenitas bioclásticas, conglomerados y areniscas de edad Tortonienes Superior (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). En la zona de estudio el afloramiento más importante de estos materiales es el que se encuentra al sureste de la sierra de Cártama. Esta etapa de depósito estuvo fuertemente controlada por una notable actividad tectónica, como queda reflejado en las discontinuidades existentes dentro del tramo tortoniense. En este periodo, la cuenca se extendía por el extremo occidental hacia el norte, donde aún se conservan los afloramientos de Pizarra, Alora y El Chorro, hasta conectar con el océano Atlántico que se introducía por el actual valle del Guadalquivir (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1991). Tras un periodo que abarca el Messiniense, en el que la cuenca permanece emergida, se produce una nueva transgresión marina durante el Plioceno Inferior (Guerra Merchán et al., 2000) de menor importancia que la anterior, en la que la cuenca es más estrecha y se depositan sedimentos más finos en general: arenas y margas gris-azuladas y conglomerados en los bordes, en un ambiente sedimentario de tipo abanico deltaico. La potencia de estos depósitos supera los MARCO GEOLÓGICO 37 2 400 m en la zona oriental de la cuenca, disminuyendo hacia el norte y hacia el oeste (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Dentro de estos depósitos han sido descritas discontinuidades que se asocian a eventos tectónicos intrapliocenos (Guerra Merchán et al., 2000) Posteriormente a esta transgresión los depósitos que se encuentran en la zona, a excepción de la franja costera, son de origen continental. Se trata básicamente depósitos de piedemonte, travertinos y sedimentos aluviales y coluviales. 38 Geología de la Cuenca de Málaga 2.4.2.- CONTROL TECTÓNICO DE LA CUENCA En este epígrafe se incluye la descripción del estado del arte en cuanto a la evolución tectónica, tanto de la propia cuenca, como la de los relieves circundantes, lo que facilitará el entendimiento de la evolución tectónica regional de la zona. El primer trabajo desarrollado específicamente en la Cuenca de Málaga y su entorno fue el realizado por Mon (1971) en el que definió las relaciones estructurales entre las distintas unidades que forman el basamento y los relieves circundantes de la cuenca, pertenecientes a los complejos Alpujárride y Maláguide. En particular su trabajo se centra en la Sierra de Cártama, de morfología anticlinal, y en el domo de Santi Petri, situado en el extremo occidental de los Móntes de Málaga. Estas mismas estructuras son estudiadas más recientemente por Booth Rea (2001), que propone una estructura de pseudo-core complex para la formación del domo de Santi Petri por la superposición de estructuras extensionales de bajo y alto ángulo, e interferencia de pliegues con eje N-S y E-O (Booth Rea et al., 2003). Este patrón de interferencia de pliegues ya fue identificado por González Lodeiro, et al. (1996) a lo largo de los Montes de Málaga. El trabajo más detallado relacionado explícitamente con la evolución tectónica de la Cuenca de Málaga en su conjunto, es el de Sanz de Galdeano y López Garrido (1991) (Figura 2.17). Estos autores consideran que la cuenca está controlada por fallas E-O a N70ºE de salto en dirección, tanto en su borde Norte como en el borde Sur, al igual que el borde norte de la Sierra de Cártama. Esas fallas de dirección E-O a N70ºE también presentan un importante salto en la vertical. Posteriormente, estas fallas han sido cortadas por fallas con direcciones NO-SE, NE-SO y N-S a NNE-SSO, que muestran un claro predominio de la componente normal, en un marco general de levantamiento de la Cordillera Bética (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Una de las principales estructuras que conforman la cuenca es el borde norte de la Sierra de Mijas. Tubía (1988) describe una importante falla en dirección con movimiento dextral que delimita la Sierra Blanca en su borde más occidental con una dirección NE-SO. Esta falla, denominada Falla de Albornoque, separa los mármoles de la unidad de Ojén que conforman la sierra, de los esquistos y gneises de la unidad de Guadaiza. Hacia el noreste, la falla de Albornoque separa los mármoles de Ojén de rocas del Complejo Maláguide. Posteriormente, Sanz de Galdeano y López Garrido (1991), Andreo y Sanz de Galdeano (1994) y Sanz de Gadeano y Andreo (1995), prolongan esta falla hasta el borde norte de la Sierra Blanca y al de la Sierra de Mijas, y la consideran como una de las estructuras principales que han controlado el movimiento de bloques corticales en el emplazamiento del Bloque de Alborán hacia el Oeste según el modelo de Sanz de Galdeano (1996) (Ver Figura 2.5) MARCO GEOLÓGICO 39 2 Figura 2.17. Esquema tectónico con las principales fracturas presentes en la Cuenca de Málaga y sus alrededores. Los números marcan el mínimo salto vertical en metros estimado para diferentes fallas (tomada de Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). Sosson et al. (1998) propone la existencia de una falla, denominada Cártama-Istán, de dirección NE-SO que conectaría la sierra de Cártama, la Sierra Gorda y, hacia el SO, el borde norte de la Sierra Blanca. Esta falla la utiliza como explicación del contacto del Alpujárride Intermedio con niveles más altos (incluso con el Maláguide) mediante movimiento en desgarre sinestral con una componente normal que actuaría hasta el Plioceno. Este modelo entra en contradicción con la dinámica asociada a la falla de Albornoque, y es discutido por Sanz de Galdeano et al. (2001) en un “comentarios” al trabajo de Sosson et al. (1998), aportando numerosas observaciones de distintos criterios de movimientos de fallas, en los que se evidencia el movimiento dextral de las fallas que controlan dichas sierras. Este trabajo no tiene “replica” por parte de Sosson y colaboradores. 40 Geología de la Cuenca de Málaga Además de los trabajos relacionados con la evolución tectónica de la cuenca, existen varios relacionados con la estructura de las sierras circundantes que son fundamentales para entender tanto la evolución de la propia cuenca, como la evolución regional. Andreo y Sanz de Galdeano (1994) realizan un trabajo en la Sierra de Mijas, concluyendo que esta sierra está formada por pliegues isoclinales recumbentes con una dirección general ESE- ONO que se curvan por el extremo occidental. Esta estructura la suponen consecuencia del desplazamiento del Bloque de Alborán hacia el oeste y de la cercanía al Arco de Gibraltar. Una explicación semejante se propone para la explicar la estructura de la Sierra Blanca (Sanz de Gadeano y Andreo, 1995), que presenta una estructura similar a la de la Sierra de Mijas, pero donde el arqueamiento del límite occidental es más acusado aún, generando incluso interferencia de pliegues. En un contexto similar de formación de las estructuras de las sierras de Mijas y Blanca, Tubía (1988) propone también la estructuración de la Sierra Alpujata, uno de los principales afloramientos de peridotitas de la región (Figura 2.18) Figura 2.18. Esquema evolutivo para explicar la estructura de las sierras Alpujata y Blanca (modificada de Tubía, 1988). Respecto a la actividad neotectónica de la Cuenca de Málaga, hay que señalar que existen pocos trabajos relacionados con este aspecto. El Mapa Neotectónico de España escala 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998) (Figura 2.19) incluye una serie de accidentes tectónicos (principalmente fallas), tanto en tierra como en el Mar de Alborán, a los que asigna distintos periodos de actividad MARCO GEOLÓGICO 41 2 neotectónica. Además, se identifican zonas de movimiento vertical relativo en las que coinciden los mayores relieves con zonas de levantamiento, y las cuencas con zonas de hundimiento. Sin embargo, Schoorl y Veldkamp (2003) señalan un levantamiento generalizado, y estiman tasas de levantamiento desde el Tortoniense basándose en la posición del actual río Guadalhorce con respecto a los terrenos depositados en su cuenca a lo largo de la continuación noroccidental de la Cuenca de Málaga. Así, han estimado tasas de 0,160-0,276 m/ka para el Messiniense, 0,010-0,015 m/ka para el Plioceno, y 0,040-0,100 m/ka para el Pleistoceno. Figura 2.19. Principales estructuras neotectónicas de la Cuenca de Málaga y su entorno. Extraído del Mapa Neotectónico de España E. 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998) al que se le ha incorporado en tierra un modelo digital del terreno sombreado. 42 Geología de la Cuenca de Málaga Por último, y extraídos como resultados parciales de esta tesis, Capote et al. (2002) señalan la Sierra de Cártama como una estructura de plegamiento con actividad neotectónica que afecta incluso a la dinámica fluvial del río Guadalhorce (Insua Arévalo et al., 2004b). MARCO GEOLÓGICO 43 2 2.4.3.- SISMICIDAD Como evidencia de la tectónica activa que afecta a la zona de estudio, s describe brevemente la actividad sísmica registrada en la zona. La sismicidad en la Cuenca de Málaga tiene unas características similares a las de la sismicidad de toda la Cordillera Bética, es decir, ocurrencia de terremotos de magnitud moderada en el periodo instrumental pero donde se han localizado algunos de los mayores eventos sísmicos del registro histórico de la Península Ibérica. En la Tabla 2.1 se presentan los terremotos más importantes registrados en la zona, considerándose como tal aquellos eventos con una magnitud superior a 4,5 y/o una intensidad máxima (EMS-98) igual o superior a VII (Según Catálogo Sísmico del IGN). Tabla 2.1. Terremotos más importantes de la Cuenca de Málaga y su entorno. Magnitud >4.5 y/o Intensidad ≥ VII. Fecha Magnitud (mbLg) Intensidad (EMS-98) Profundidad (km) Localización 26/01/1494 - VIII - S de MALAGA 09/10/1680 - VIII-IX - NO de MÁLAGA 22/08/1722 - VII - MALAGA 07/08/1975 5,2 IV 28 - 105 SUR DE FUENGIROLA 24/08/1976 5,4 IV 54 SO ALMOGIA Estos terremotos han sido etiquetados en el mapa de sismicidad total de la cuenca y su entorno que se presenta sobre el Mapa Neotectónico de España escala 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998) en la Figura 2.20. Destaca la ocurrencia de dos eventos históricos importantes: el de 1494 con una intensidad epicentral de VIII (EMS-98) al Sur de Málaga; y el de 1680, con una intensidad epicentral VIII-IX (EMS-98), localizado al Noroeste de Málaga, y que se encuentra entre los terremotos más importantes registrados en territorio español (Tabla 2.2). Tabla 2.2. Terremotos más importantes registrados en territorio español ordenados de más moderno a más antiguo. Intensidad epicentral (I0) > VIII Año Fecha Intensidad (EMS-98) Localización 1884 25 Diciembre IX-X ARENAS DEL REY (GRANADA) 1829 21 Marzo IX-X TORREVIEJA (ALICANTE) 1804 25 Agosto VIII-IX DALIAS (ALMERÍA) 1748 23 Marzo IX ESTUVENY (VALENCIA) 1680 9 Octubre VIII-IX NO DE MÁLAGA (MÁLAGA) 1531 30 Septiembre VIII-IX BAZA (GRANADA) 1522 22 Septiembre VIII-IX ALMERÍA 1518 9 Noviembre VIII-IX VERA (ALMERÍA) 1504 5 Abril VIII-IX CARMONA (SEVILLA) 1431 24 Abril VIII-IX S GRANADA 1428 2 Febrero IX-X QUERALBS (GIRONA) 1427 15 Mayo VIII-IX OLOT (GIRONA) 1396 18 Diciembre VIII-IX TAVERNES (VALENCIA) 1373 2 Febrero VIII-IX RIBAGORÇA (LLEIDA) 1169 ? VIII-IX ANDUJAR (JAÉN) 44 Geología de la Cuenca de Málaga Figura 2.20. Sismicidad en la Cuenca de Málaga y su entorno sobre el Mapa Neotectónico de España E. 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998). Se representan solamente los terremotos instrumentales y los históricos de intensidad igual o superior a VII. Se han etiquetado los principales eventos: localización, fecha y magnitud o intensidad (Catálogo Sísmico del IGN). Una descripción detallada de los aspectos de la sismicidad se realiza en el Capítulo 6, en el que se discute su relación con las estructuras tectónicas activas identificadas como resultado de los trabajos llevados a cabo en esta Tesis. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 45 3 Los estudios gravimétricos son un método de prospección geofísica de amplia aplicación en geología que se basan en la medición e interpretación de la variación la fuerza de atracción gravitatoria que presentan las distintas unidades litológicas en función de su densidad, profundidad y geometría. Este tipo de estudios son de gran utilidad en el análisis de la estructura –basada en la disposición litológica en profundidad– tanto a escala litosférica y/o cortical, como a la escala del análisis de cuencas sedimentarias. En este capítulo se presentan dos estudios gravimétricos de características diferentes, pero complementarios, realizados a distintas escalas (Figura 3.1). Por una parte se ha realizado un estudio y análisis de anomalía gravimétrica en un marco regional, para el que se utilizan los datos ya existentes de campañas de prospección gravimétricas previas. El objetivo principal de este estudio regional es el de analizar la compleja estructura cortical de la zona de estudio que sirva de base para orlar el estudio gravimétrico más detallado que se realiza a nivel local. Por otra parte, para llevar a cabo el estudio gravimétrico local, restringido a la Cuenca de Málaga y sus alrededores, se realizó una campaña de prospección gravimétrica específica. El principal objetivo de este estudio, y en definitiva, de este capítulo, es el de aportar criterios gravimétricos que ayuden a definir y caracterizar la estructura neotectónica de la Cuenca de Málaga. Capítulo3 ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 46 La metodología empleada para los estudios realizados en esta tesis ha seguido un esquema clásico de prospección gravimétrica, en el que se distinguen, a grandes rasgos, las siguientes fases: 1. un levantamiento gravimétrico 2. la aplicación de correcciones y reducciones para obtener las anomalías de Bouguer 3. la separación y análisis de las fuentes regionales y residuales de anomalía 4. la modelización de perfiles gravimétricos y su análisis e interpretación estructural Figura 3.1. Esquema geológico de la zona de estudio sobre el que se muestran las campañas gravimétricas realizadas en esta tesis. 1. Perfil gravimétrico (Casas y Carbó, 1990); 2. Perfil Gravimétrico (Van der Beek y Cloetingh, 1992); 3. Perfiles Gravimétricos (Torné et al., 1992); 4. Perfiles Gravimétricos (Torné y Banda, 1992); 5. Perfiles de Sísmica de Refracción Profunda (Barranco et al., 1990); 6. Perfiles de Sísmica de Refracción Profunda (Medialdea et al, 1986); 7. Valores de anomalía de Bouguer (Torné et al., 1992); 8. Estudios gravimétricos de esta tesis. Para el estudio regional se han utilizado los datos de anomalía de Bouguer procedentes del Bureau Gravimetrique Internacional (BGI) y del Instituto Geográfico Nacional de España (IGN), cuya compilación ha sido realizada por el Proyecto PRIOR (CSN-ENRESA-UCM). En esta tesis, se han reutilizado estos datos y se han llevado a cabo la identificación de las anomalías de Bouguer ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 47 3 separándo las posibles fuentes regionales y residuales, para finalmente realizar la modelización de tres perfiles gravimétricos que han sido interpretados en términos de estructuración tectónica a nivel cortical. Para el estudio local de la Cuenca de Málaga se ha realizado un levantamiento gravimétrico específico en la zona, al que se le han aplicado las correspondientes correcciones y reducciones que nos permitieran obtener las anomalías de Bouguer. Una vez obtenidas, se ha procedido a la separación y análisis de la fuentes regionales y residuales, lo que nos ha permitido identificar varias estructuras que han ayudado a realizar la interpretación de la evolución neotectónica de la cuenca. La ausencia de datos de suficiente precisión respecto al espesor de sedimentos que rellenan la cuenca, junto con la presencia de cuerpos peridotíticos de alta densidad en los bordes que oblitera el efecto de contraste de densidades entre los materiales sedimentarios y el sustrato rocoso circundante, no ha permitido que se haya llegado a la modelización de perfiles. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 49 3 3.1.- FUNDAMENTO TEÓRICO El fundamento de un estudio gravimétrico es comparar la gravedad observada (gobservada) en un determinado punto con la gravedad teórica (gteórica) que se le asigna a ese mismo punto a nivel del mar respecto a un elipsoide teórico de referencia de la Tierra. Una vez medido el valor de la atracción gravimétrica (gobservada) en un punto de la superficie terrestre, y para poder compararla con la gravedad teórica, y a su vez analizar la variación de esa diferencia en un punto adyacente, es necesario realizar una serie de correcciones y reducciones que homogeneicen las medidas realizadas. Corrección de deriva instrumental y de marea. Esta corrección se realiza para que las medidas gravimétricas estén todas referidas a una hora y fecha común, y así se evite el efecto por un lado de la variación con el tiempo de las constantes elásticas de los muelles del gravímetro, y por otro la influencia de las mareas lunares y solares. Reducción de aire libre. Es la que se realiza para corregir el efecto de a las diferencias de cota entre el punto de medida y el nivel del mar. El valor de la corrección, es por tanto, directamente proporcional a la altura topográfica del punto de medida. Reducción del efecto de la lámina de Bouguer. Es la debida a la atracción que ejerce la lámina de material situada entre el punto de medida y elipsoide de referencia (nivel del mar). Esta lámina tiene una altura igual a la cota topográfica de la estación de medida, una extensión infinita y una densidad de reducción determinada. Esta densidad suele tener un valor de 2,67 gr/cm3, por ser el valor medio asignado a la corteza superior, pero puede variar en función del entorno en el que se realice la prospección y de los objetivos perseguidos. Corrección topográfica. La orografía existente alrededor de la estación de medida produce una disminución de la medida gravimétrica. La presencia de un relieve positivo (montaña) genera una atracción sobre el gravímetro en sentido opuesto al de la gravedad, por lo que esta medida se ve reducida. En el caso de la existencia de una zona de relieve negativo (valle), esto supone un déficit de masa, por lo que también se ve disminuido el valor de la medida. Esta atracción no es tenida en cuenta por la reducción de la lámina de Bouguer que considera la superficie plana e infinita. Esta corrección se realiza discretizando los relieves circundantes en prismas curvilíneos y computando la contribución de cada uno a la aceleración vertical. Estos valores están tabulados para un conjunto de anillos concéntricos, divididos en segmentos en función de la distancia a la estación de medida (Hammer, 1939). 50 Fundamento Teórico Corrección de curvatura. Se realiza para considerar la curvatura terrestre en la reducción de la lámina de Bouguer. Una vez realizadas todas las reducciones y correcciones se puede determinar la anomalía de Bouguer, definida por: ∆gBouguer = gobservada + (∆gderiva/marea + ∆gaire libre – ∆glámina de Bouguer + ∆gtopográfica + ∆gcurvatura) – gteórica La variación de los valores de la anomalía de Bouguer en planta representa variaciones en las densidades de los materiales existentes en profundidad. Valores negativos de anomalía de Bouguer representan déficit de masa, es decir, materiales subyacentes de baja densidad relativa, mientras que los valores positivos presentan la existencia de materiales de alta densidad relativa. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 51 3 3.2.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL La presencia de cuerpos peridotíticos a nivel cortical es un aspecto particularmente interesante de la cadena Bética occidental. En este apartado se han utilizado las unidades peridotíticas a modo de marcadores gravimétricos para conocer la estructura de la corteza en el entorno de la Cuenca de Málaga. Para ello, se presentan tres perfiles gravimétricos en los que se han integrado las observaciones realizadas en trabajos previos de prospección geofísica a nivel cortical de la región, junto con las restricciones impuestas por la posición de los cuerpos peridotíticos deducida de la interpretación detallada de los datos de geología de superficie. Los resultados de este estudio se utilizan para interpretar la evolución geodinámica de la Cordillera Bética Occidental desde el Oligoceno Superior-Mioceno Inferior, periodo desde el que varios accidentes tectónicos han desmembrado la lámina de peridotitas original. 3.2.1.- MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA Los datos de anomalía de Bouguer sobre los que se ha trabajado proceden del Bureau Gravimetrique Internacional (BGI) y del Instituto Geográfico Nacional de España (IGN), cuya compilación ha sido realizada por el Proyecto PRIOR (CSN-ENRESA-UCM). Las características de los datos y la metodología aplicada en su compilación vienen detalladamente descritos en Muñoz Martín et al. (2004). En esta Tesis, los datos de anomalía de Bouguer han sido interpolados para generar una malla homogénea mediante un método de krigging, con el que se ha conseguido un espaciado de 4 km entre puntos de medida. Sobre esta malla se ha realizado un mapa de isolíneas de anomalía de Bouguer (Figura 3.2a). Como se ha descrito en el Capítulo 2, han sido varios los autores que han realizado análisis de anomalías gravimétricas en la región, por lo que en este apartado no se va a entrar en el análisis detallado del mapa de anomalías. De manera esquemática se señalarán alguna de sus características más destacadas con el fin de enmarcar los perfiles gravimétricos objeto de este trabajo. En el mapa de anomalía de Bouguer (Figura 3.2a) se observa como las anomalías positivas máximas se sitúan en el Mar de Alborán, con valores de más de 100 mgal, aunque los valores ascienden aun más hacia el Este. Este efecto es producido por el escaso espesor de corteza que presenta el Mar de Alborán (Hatzfeld, 1976) y su transición hacia corteza oceánica en la cuenca Algero-Provenzal (Banda y Ansorge, 1980). Por otro lado, los valores negativos los encontramos tierra adentro, a lo largo de la Cordillera Bética, y en una franja con dirección aproximada ENE- OSO, con valores que están por debajo de los -140 mgal. Esta variación de valores se presenta con 52 Estudio Regional un fuerte gradiente N-S con más de 240 mgal de diferencia en aproximadamente 100 km de distancia. Este gradiente está relacionado con la fuerte variación del espesor de la corteza en esta región (Torne y Banda, 1992). Otro rasgo destacable del mapa de Bouguer en esta zona es la presencia de dos máximos de anomalías positivas en la costa de Málaga. Estas anomalías han sido interpretadas como efecto de la presencia de cuerpos peridotíticos incluidos en niveles corticales (e.g.: Bonini et al., 1973, Torné et al., 1992), y que afloran en su mayor extensión en la Serranía de Ronda. Este mismo efecto se produce en las costas de Marruecos relacionado con las peridotitas de Beni-Bousera (Bonini et al., 1973). El giro que supone la estructura del arco de Gibraltar, como zona de conexión entre la Cordillera Bética y el Rif, también se ve reflejado en la morfología del mapa de anomalía de Bouguer. Además se observa una notable anomalía negativa al este del estrecho de Gibraltar, que refleja la existencia de una importante cubeta de sedimentos neógenos y cuaternarios en esta zona que superan los 8000 m de espesor (Torné et al., 2000). Se ha realizado un análisis por regresión polinómica de los datos de la anomalía de Bouguer para determinar la tendencia regional. De acuerdo con las observaciones realizadas anteriormente, se ha estimado representativo de la tendencia regional de la anomalía aquella expresada por un polinomio de 2º grado, a través del cual se ha generado un mapa de anomalía regional (Figura 3.2b). En este mapa se puede apreciar principalmente el giro del arco de Gibraltar y las variaciones de anomalía de mayor longitud de onda producidas por las variaciones de espesor de corteza. Sustrayendo el mapa de anomalía regional al mapa inicial de anomalía de Bouguer se ha obtenido un mapa de anomalía residual (Figura 3.2c). En este mapa se pueden apreciar las anomalías de menor longitud de onda y gran amplitud, asociadas a la presencia de las peridotitas y los materiales de baja densidad de la cuenca sedimentaria del Este del Estrecho de Gibraltar, entre otras. La anomalía que producen las peridotitas parecen dividirse en dos grandes cuerpos: uno a lo largo de la costa E-O de Málaga y Granada que llega a meterse tierra a dentro hacia el O, y otro más al sur, y desplazado hacia el O respecto al anterior. Figura 3.2. Mapas de anomalía de Bouguer, regional y residual. Se representa sobre ellos la línea de costa del Mar de Alborán. Las líneas rectas marcan la posición de los perfiles gravimétricos modelizados en este trabajo. En los perfiles modelizados en la Figura 3.3 solamente se representa la longitud marcada por la línea continua, aunque se ha modelizado el total del perfil para evitar efectos de borde. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 53 3 54 Estudio Regional 3.2.2.- MODELIZACIÓN Con los datos de anomalía de Bouguer se han modelizado en profundidad la forma y posición de las diferentes unidades que afectan al valor de la anomalía gravimétrica. La interpretación de los perfiles se ha realizado modelizando los valores teóricos de anomalía de Bouguer que se ajustan a los valores observados basada en el método de Talwani et al. (1959) usando los algoritmos descritos por Won y Bevis (1987) incluidos en el programa GM- SYS 6.1 (1992) de Geosoft. Este proceso de modelización se lleva a cabo en 2+½D, es decir, los algoritmos utilizados permiten modelizar la extensión de los cuerpos perpendicularmente a ambos lados del perfil. Este aspecto es interesante tenerlo en cuenta en el entorno tan heterogéneo en el que se realizan los perfiles, especialmente para los cuerpos peridotíticos y cuencas sedimentarias, cuya extensión lateral no puede ser considerada infinita, ya que se introduciría un importante error en la determinación de los valores de gravedad calculada. Para la interpretación de los perfiles se ha confeccionado un modelo de densidades basado en datos de varias fuentes bibliográficas. No obstante, en alguna ocasión en la que el dato de densidad no tenía referencia bibliográfica, se han ido ensayando leves variaciones de densidad hasta que se alcanzaba un mejor ajuste de las curvas calculadas. Estas variaciones se han realizado dentro de las restricciones que imponen las densidad teóricas de las distintas litologías, y siempre partiendo del hecho de que determinadas variables no eran modificables (profundidad de los cuerpos definidos por otras investigaciones geofísicas, restricciones estructurales relativas a la evolución de la cadena y geometrías ajustadas al entorno geológico). Los valores de densidad finales adoptados en este trabajo se presentan en la Tabal 3.1. Para los datos de densidades de los distintos niveles de la corteza se han tomado como representativos aquellos obtenidos por Jabaloy et al. (1995) procedentes de los perfiles de reflexión ESCI-Béticas realizados a unos 100 km al Este de la zona de estudio. Bajo la corteza del Mar de Alborán se ha adoptado una densidad de 3,20 g/cm³ para la parte más alta del manto litosférico, correspondiente a un manto anómalo, como ya destacaron Hatzfeld (1976), Hatzfeld et al. (1978), Casas y Carbó (1990) y Torne y Banda (1992), entre otros. Para la estimación de la densidad de las peridotitas se ha calculado la media de las densidades determinadas por García-San Millán et al. (1996) en laboratorio sobre muestras tomadas en la Sierra Alpujata (Málaga), resultando un valor de 3,09 g/cm³, con una desviación estándar de 0,14 g/cm³. Este valor concuerda bastante por el tomado por Torné et al. (1992) de 3,10 g/cm³ basado en las velocidades de onda P obtenidas por Barranco et al. (1990) en los perfiles de refracción realizados en la zona. Finalmente, se ha tomado como representativo de la densidad de los cuerpos peridotíticos el valor de 3,10 g/cm³. Sin embargo, este valor puede variar ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 55 3 notablemente, como ocurre en el macizo de Sierra Bermeja, donde se ha minorado bastante, llegando a los 2,90 g/cm³ debido a la fuerte serpentinización que presenta, tal y como señala la baja velocidad de ondas P en esta sierra obtenida por Barranco et al (1990). Esta variación de densidad en función del grado de serpentinización fue puesta de manifiesto en el análisis de García-San Millán et al. (1996) donde los valores de densidad disminuían hasta valores de 2,80 g/cm³ para serpentinizaciones del 75%. Tabla 3.1. Valores de densidad y parámetros para la modelización 2+1/2D asignados a cada unidad gravimétrica. Los valores (+y) y (-y) representan la extensión lateral en km de las unidades gravimétricas consideradas hacia el Este y hacia el Oeste en cada perfil, respectivamente. También se muestran los valores de densidad de los cuerpos con los que cada unidad gravimétrica limita lateralmente. Perfil Oeste Perfil Central Perfil Este + y - y + y - y + y - y Unidad gravimétrica Densidad (g/cm³) Km g/cm³ Km g/cm³ Km g/cm³ Km g/cm³ Km g/cm³ Km g/cm³ Agua de mar 1,03 n.c. n.c. n.c. Sedimentos Mar de Alborán 2,40 46 2.72 23 2.72 70 2.72 70 2.72 30 2.72 100 2.72 Cuencas terciarias emergidas 2,35 n.c. n.c. n.c. Neomumídico 2,50 - - - - 3 2.50 40 2.50 - - - - Mesozoico Sub-Bético 2,50 >120 n.c. >120 n.c. >120 n.c. >120 n.c. 60 2.72 >120 n.c Penibético 2,65 - - - - 70 2.50 70 2.50 60 2.72 >120 n.c Peridotitas Cuerpo principal 3,10 60 2.72 20 2.72 50 2.72 50 2.72 - - - - Peridotita serpentinizada 2,90 22 2.72 15 2.72 - - - - - - - - Cuerpo Sierra de Mijas 3,10 - - - - 15 2.72 10 2.72 - - - - Cuerpo Montes de Málaga 3,10 - - - - 40 2.72 15 2.72 30 2.72 40 2.72 Corteza superior 2,72 n.c. n.c. n.c. Corteza media 2,80 n.c. n.c. n.c. Corteza inferior Macizo Ibérico 2,89 n.c. n.c. n.c. Bloque de Alborán 2,89 >120 n.c. 30 2.72 >120 n.c. 75 2.72 >120 n.c. 120 2.72 Manto litosférico 3,33 n.c. n.c. n.c. Manto anómalo de Alborán 3,20 50 3.00 120 2.85 >120 n.c. 100 2.85 >120 n.c. >120 n.c. n.c. = no considerado Para los sedimentos del Mar de Alborán, se ha adoptado una densidad de 2,40 g/cm³, valor en el que coinciden Jabaloy et al. (1995) y Torné et al., 2000. Para los valores de densidad de las unidades mesozoicas del Sub-bético se ha tomado el valor estimado en perfiles gravimétricos por Torné et al. (1992). No obstante, hemos distinguido los macizos calcáreos del Jurásico y Cretácico de Penibético, a los que se les ha asignado una densidad aun mayor, acorde con su litología caliza y dolomítica predominante (Martín-Algarra, 1987). 56 Estudio Regional Para los materiales que rellenan las cuencas terciarias “on shore” se ha estimado una densidad acorde con la litología y el grado de compactación relacionado con el espesor de las formaciones. También se ha tenido que estimar la densidad de una unidad sedimentaria de presencia importante en los perfiles realizados: el Neonumidico, formada por arcillas y arenas emplazadas sobre los materiales de las Béticas Internas de forma gravitacional (Burgois, 1978). En la Tabla 3.1 también se representan los valores adoptados para la extensión lateral de las unidades gravimétricas consideradas. Estos valores han sido estimados en función tanto de la geología de superficie que aparece en las numerosas cartografías geológicas publicadas en la zona (Chamón and R. Quinquer, 1978; Estévez González and Chamón, 1978; García de Domingo et al., 1994; entre otros), como en datos de los trabajos geofísicos ya mencionados en apartados anteriores. En este trabajo no se han considerado los parámetros de extensión lateral cuando estos eran superiores a 120 km (marcados en la tabla como n.c.: no considerado), ya que se ha comprobado que a partir de este valor las variaciones en la curva teórica eran inferiores a 1 mgal, error más que asumible para las características de datos con los que se ha trabajado. Por la misma razón, tampoco han sido considerados los valores de extensión lateral para unidades gravimétricas de escasa potencia. En la tabla también se muestran los valores de densidad de los cuerpos con los que cada unidad gravimétrica limita lateralmente. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 57 3 3.2.3.- DESCRIPCIÓN DE LOS PERFILES GRAVIMÉTRICOS En este apartado se presentan tres perfiles gravimétricos cuya posición, longitud y orientación puede observarse sobre los mapas presentados en las Figuras 3.1 y 3.2. Los perfiles están situados principalmente sobre las anomalías positivas relativas a los cuerpos peridotíticos de la zona. No obstante no están centrados en ellos, ya que se ha pretendido también considerar la variación del espesor de la corteza desde el NNO en este sector. Los perfiles tienen una orientación N20ºO y una longitud de 140 km, aunque se ha considerado una longitud superior (hasta 170 km) para evitar efectos de borde en el modelo. La orientación de los perfiles es perpendicular a las estructuras regionales, ya que en esta zona comienza a hacerse notable el giro del Arco de Gibraltar. Hay que destacar que los perfiles Oeste y Central están incluidos dentro de la zona que estudiaron Torné et al. (1992), de cuyo trabajo se han considerado e integrado numerosos datos en este estudio. No obstante, la aparición de nuevos datos en posteriores años, tanto a nivel de estructura cortical como de geología de superficie y evolución de la cadena Bética, nos ha llevado a elaborar unos perfiles que difieren sensiblemente de los mencionados. Además, se ha realizado un perfil más hacia el Este para analizar el máximo de anomalía gravimétrica debido a la presencia de las peridotitas destacado por Bonini et al. (1973) y Torné et al. (1992), entre otros. De esta manera, teniendo 3 perfiles paralelos, se ha podido estudiar la variación lateral de estos cuerpos de peridotitas según la dirección E-O, y así tener una imagen aproximada en tres dimensiones de este sector de la cadena Bética. Además, y aunque no se presentan en este trabajo, se ha realizado 2 perfiles intermedios auxiliares entre los 3 principales con igual orientación y longitud, en los que se ha podido verificar esta continuidad lateral. Los modelos de los perfiles realizados se muestran en la Figura 3.3. Para cada perfil se ha representado la curva de anomalía de Bouguer observada y la calculada, esta última se ajusta al modelo de densidades que se representa justo debajo de las curvas. Por último, se presenta una interpretación geológica para cada perfil. Además, en el perfil Central se realiza una interpretación geológica de más detalle dado el interés que esta zona presenta en la evolución geodinámica del sector estudiado. 3.2.3.1.- Características comunes En los tres perfiles se puede observar como los valores mínimos de anomalía coinciden con el máximo de potencia cortical. Este máximo se alcanza debido a la flexura que se produce como consecuencia del emplazamiento del Bloque de Alborán hacia el ONO directamente sobre la corteza superior Ibérica (Van der Beek y Cloetingh, 1992) a favor de un plano de despegue situado en la base de la corteza inferior del Bloque de Alborán (Carbonell et al., 1998). Esta zona presenta una franja de baja velocidad de ondas sísmicas entre los 8 y 13 km de profundidad (Barranco et al., 1990) que tiene carácter regional, ya que se continúa hacia el E siguiendo la línea de costa 58 Estudio Regional hasta Adra, en Almería (Banda y Ansorge, 1980). Los valores mínimos de los perfiles se ven acentuados por la presencia de los sedimentos mesozoicos del Sub-Bético, de notable potencia y de menor densidad que los materiales del Dominio de Alborán. En el extremo NNO de los perfiles se han mantenido los espesores de corteza superior, media e inferior propuestos por Torne et al. (1992) apoyándose en datos de sísmica y gravimetría. No obstante, a medida que había que modelizar el perfil hacia el SSE se ha intentado ajustar la estructura cortical a la morfología de flexura propuesta por Van der Beek y Cloetingh (1992). Los máximos valores de anomalía que se observan en los perfiles coinciden con la ubicación de la línea de costa. Este hecho se produce por la combinación del brusco adelgazamiento cortical, llegándose a alcanzar en la línea de costa espesores en torno a los 20 km, y la presencia en profundidad de los principales cuerpos peridotíticos. No obstante, estos máximos no representan la combinación del mínimo espesor de corteza con el máximo espesor de peridotitas, que se presenta mar adentro. Esta disposición se ve enmascarada por la presencia del importante surco sedimentario del Mar de Alborán (Torné et al, 2000) que reduce en gran medida los valores de anomalía de Bouguer. A la hora de interpretar la estructura tectónica que mejor explica los modelos, se ha individualizado el Bloque de Alborán emplazado sobre la corteza ibérica. En el Bloque de Alborán se han distinguido dos niveles de corteza. Torne et al. (1992) también realizan su modelización gravimétrica en esta zona suponiendo la presencia de los dos niveles corticales para este sector en sus perfiles, aunque estos autores interpretan un nivel de corteza superior y otro de corteza media en continuidad con la corteza ibérica. Apoyado en datos de sísmica de reflexión, Watts et al. (1993) distinguen un reflector que interpretan como el límite superior de la corteza inferior (top reflective lower crust [TRLC]) y que sitúan entre los 7 y 8 segundos TWTT (two-way travel time). Posteriormente Jabaloy et al. (1995) no los llega a distinguir en los perfiles ESCI-Béticas, situados más hacia el Este. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 59 3 Figura 3.3. Modelización e interpretación de los perfiles gravimétricos realizados en este trabajo. Se presentan tres perfiles: Perfil Oeste, perfil Central y perfil Este. Para cada perfil se ha representado la curva de anomalía de Bouguer observada y la calculada, esta última se ajusta al modelo de densidades que se representa justo debajo de las curvas. En la parte de abajo se presenta una interpretación geológica esquemática para cada perfil. Además, en el perfil Central se realiza una interpretación geológica de más detalle. La posición de los perfiles está representada en los mapas de las figuras 3.1, 3.4 y 5.1. La leyenda para los tres perfiles se encuentra debajo del perfil Este. 60 Estudio Regional Figura 3.3. (Continuación) ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 61 3 Figura 3.3. (Continuación) 62 Estudio Regional En este trabajo, la estructura cortical del Bloque de Alborán se ha modelizado distinguiendo corteza superior y corteza inferior siguiendo el modelo propuesto por Watts et al. (1993), aunque la profundidad del TRLC se ha definido a partir de un mejor ajuste de la curva de anomalía gravimétrica calculada, realizando diferentes combinaciones en las que se han contemplado las restricciones que suponían la presencia del manto anómalo bajo el Mar de Alborán, el espesor de corteza total, la potencia de los cuerpos peridotíticos y el espesor de sedimentos marinos neógenos-cuaternarios. Existen otras metodologías más precisas que se podrían aplicar en la zona para la definición detallada de la distribución de distintos niveles corticales. Nosotros, en este aspecto, presentamos una hipótesis de trabajo que ha sido tanteada con los parámetros restrictivos disponibles en la actualidad, y que, en función de la naturaleza de los datos, consideramos suficientes para conseguir los objetivos marcados. Uno de los rasgos destacables en los modelos es la presencia de varios cuerpos de peridotitas, aunque este punto se describirá a continuación más detalladamente para cada perfil, definiendo finalmente sus relaciones espaciales según el marco de evolución geodinámica adoptado para este trabajo. Hay que aclarar que en este trabajo se ha denominado “cuerpo principal” de peridotitas a aquel que ha presentado una mayor dimensión en relación con el resto de cuerpos peridotíticos modelizados en los perfiles. Las relaciones espaciales y tectónicas de estos cuerpos peridotíticos con aquellos aflorantes en el margen africano del mar de Alborán quedan fuera del alcance y de los objetivos de esta tesis. 3.2.3.2.- Perfil Oeste El perfil Oeste se sitúa sobre Sierra Bermeja, principal afloramiento de peridotitas de la zona (y de la Cordillera Bético-Rifeña). Sin embargo, este afloramiento no enlaza en profundidad con el principal cuerpo peridotítico, que se sitúa hacia el mar, si no que forma parte del flanco norte de un anticlinal que deja aflorar las unidades infrayacentes en su núcleo (García Dueñas et al., 1992; Sánchez Gómez et al., 2002). El cuerpo principal, en esta sección, estaría formado por una lámina con un espesor de unos 2-3 km y de unos 40 km de longitud en la dirección de este perfil. Interpretamos estas dimensiones, en comparación con los otros perfiles, como un adelgazamiento lateral del cuerpo principal, cuyo límite occidental se podría situar a pocos kilómetros hacia el oeste de este perfil. Además, hay que destacar que este perfil atraviesa un importante espesor de sedimentos neógenos-cuaternarios en el Mar de Alborán, lo que hace que la curva de anomalía gravimétrica sea la menos abrupta de las tres. El rango de variación de valores de anomalía en el perfil es de 125 mGal, con un error total en el ajuste del modelo de 5.9 mGal, concentrándose principalmente en la parte de afloramiento de las peridotitas (>11 mGal). Esto implicaría que se ha tomado una densidad demasiado elevada para esta unidad, lo que se puede interpretar como resultado de una fuerte serpentinización de las peridotitas, o quizá como la presencia de intercalaciones de materiales de más baja densidad. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 63 3 3.2.3.3.- Perfil Central El perfil Central se sitúa sobre la Cuenca de Málaga. Este perfil no pasa exactamente por el máximo de anomalía gravimétrica que se observa en la zona, si no que se ha preferido desplazarlo ligeramente hacia el Este para que fuese más representativo a la hora de interpretar la evolución geodinámica de la región. Además, con este desplazamiento se pretendía analizar la localización en profundidad de peridotitas bajo los Montes de Málaga (Ver Apartado 3.3). Así, se ha modelizado un cuerpo de aproximadamente 2 km de espesor por 15 km de longitud, cuyo techo se ha acotado según la estructura y potencia de unidades propuesta en el domo de Santi Petri por Booth-Rea et al., (2003). Este cuerpo justifica el máximo relativo que se aprecia en la curva de anomalía gravimétrica observada. Por otro lado, el máximo absoluto de anomalía de este perfil se encuentra cercano a la costa y se ajusta a la coincidencia espacial de una corteza adelgazada con un importante espesor de peridotitas del cuerpo principal, junto con la aun escasa potencia de sedimentos del Mar de Alborán. En esta sección, el cuerpo principal de peridotitas supera los 5 km de espesor y tiene una longitud entorno a los 35 km en esta dirección. Como rasgo significativo en este perfil se observa la presencia de un tercer cuerpo peridotítico de escasas dimensiones bajo la vertiente norte de la Sierra de Mijas. Este cuerpo ha sido detectado también en los mapas de anomalía residuales descritos en el siguiente apartado (Apartado 3.3) y ya fue descrito por Barranco et al., 1990 en un perfil sísmico realizado paralelamente al borde norte de esta sierra. Estos autores sitúan este cuerpo de alta densidad a una profundidad de entre 4 y 5 km, y le asignan una potencia máxima de unos 8 km que se va acuñando hacia el Oeste hasta desaparecer, aunque su base no está bien localizada. La profundidad y espesor dados por estos autores han sido considerados para su representación en el modelo, aunque la morfología se ha ido definiendo por tanteo hasta conseguir un buen ajuste de la anomalía calculada. Este perfil presenta un rango de variación de valores de anomalía de 178 mGal. El error total de ajuste en del modelo es de 4,2 mGal concentrado principalmente en la zona de los materiales sub-béticos mesozoicos, donde la complejidad estructural puede crear intercalaciones o duplicaciones de unidades con densidad variable, difícilmente ajustables con este método de prospección. 3.2.3.4.- Perfil Este El perfil Este se sitúa en las estribaciones orientales de los Montes de Málaga. Como principal causa del máximo de anomalía gravimétrica, se ha modelizado un cuerpo de peridotitas 64 Estudio Regional con una potencia en torno a los 5 km que se extiende unos 35 km. En nuestra opinión, este perfil muestra una sección del mismo cuerpo de peridotitas que se encuentra debajo de los Montes de Málaga en el Perfil Central, lo que indicaría una continuidad lateral según una dirección E-O. No obstante, las dimensiones del cuerpo de peridotitas en esta sección nos hacen pensar que su parte meridional pueda está afectado por un corredor de fallas en dirección E-O. En el Aparatado 5.1 se discutirá la interpretación geodinámica de este cuerpo. El rango de variación de valores de anomalía en este perfil es de 181 mGal, con un error total de ajuste del modelo de 4,6 mGal concentrado principalmente en los materiales calcáreos del Penibético que forman la sierra Gorda. Este desajuste puede asociarse a la complejidad estructural en profundidad que presenta esta zona, en la que los materiales calcáreos posiblemente se hayan emplazado tectónicamente sobre unidades con densidad menor del Sub-Bético Mesozoico, o incluso puedan incorporar lajas de esta última unidad en su estructura interna. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 65 3 3.2.4.- CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL Del análisis de los mapas de anomalía de Bouguer y de la modelización de los perfiles gravimétricos se pueden extraer una serie de rasgos de gran utilidad para realizar una interpretación de la evolución geodinámica de la zona. Esta interpretación se realizará en el Apartado 5.1. Los modelos gravimétricos generados en este trabajo llevan implícito el ajuste de las unidades a un marco geodinámico previo coherente, síntesis de numerosos trabajos realizados en la zona. De esta manera se ha llegado a definir la posición y dimensiones de varios cuerpos peridotíticos intracorticales no enraizados en el manto. Se han localizado dos cuerpos de dimensiones kilométricas: uno de ellos, denominado en este estudio como principal, queda situado en el sector suroccidental; y el otro se extiende bajo los Montes de Málaga y se interna bajo el Mar de Alborán en su zona más oriental. En nuestra opinión y a la vista de los modelos, existe una continuidad lateral en dirección E-O de ambos cuerpos. Existe, por último, un tercer cuerpo de menor entidad que se localiza bajo el borde norte de la Sierra de Mijas, coincidiendo con los datos de Barranco et al. (1990). Es interesante también destacar la ausencia de continuidad en la dirección N-S bajo la Cuenca de Málaga de los diferentes cuerpos de peridotitas detectados (Perfil Central de la Figura 3.3). Por último, en cuanto a la interpretación de la estructura cortical, la zona presenta una estructuración compleja en la que se muestra una significativa flexura de la corteza Ibérica como consecuencia del emplazamiento del Bloque de Alborán, que coincide con la estructura propuesta por Van der Beek y Cloetingh (1992). ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 67 3 3.3.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA. En este apartado se realiza una descripción, análisis e interpretación de los resultados de la campaña gravimétrica de detalle realizada para esta tesis en la Cuenca de Málaga y su entorno (Figura 3.4). El objetivo principal de este estudio es definir la estructura de la cuenca, tanto de sus bordes, como de su sustrato, así como la de la Sierra de Cártama. Esto nos permitirá analizar el papel de la cuenca en el marco de la evolución tectónica de la zona, en particular desde el Tortoniense Superior, momento en el que se considera que la cuenca queda estructurada tal y como hoy en día la conocemos (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Este estudio, por lo tanto, se interpreta en términos tectónicos con el fin último de aportar datos que ayuden a entender la actividad neotectónica en el desarrollo y evolución de la cuenca. 3.3.1.- DATOS GRAVIMÉTRICOS Los datos utilizados para la elaboración de los mapas de anomalías gravimétricas proceden del levantamiento gravimétrico realizado en la cuenca de Málaga en el que se han medido un total de 291 estaciones (Figura 3.5.a), más las bases correspondientes a 10 jornadas de toma de medidas y 23 duplicaciones (un 7,6% del total). Este levantamiento gravimétrico se realizó en una superficie de 830 km², con una densidad de una estación por cada 2,85 km². La distribución de las estaciones no es homogénea, siendo la concentración máxima en los bordes de la cuenca y en la Sierra de Cártama. En estas zonas, las estaciones han sido distribuidas preferentemente en perfiles perpendiculares a la dirección estructural principal, con un espaciado entre estaciones que en algunas ocasiones no ha superado los 300 m. La totalidad de las medidas se han realizado con un gravímetro Lacoste & Romberg, modelo G nº 953, que proporciona una precisión de ± 0,01 mGal. Este gravímetro mide la diferencia relativa de gravedad entre una estación y la siguiente, por lo que es necesario disponer de, al menos, una estación base con valor de gravedad absoluta conocida. El levantamiento se ha realizado usando una de las bases de la red de gravimetría absoluta del Instituto Geográfico Nacional situada en el Observatorio Sismológico de Málaga (Málaga B-73/96). Por las necesidades de la campaña se realizó una base local en Alhaurín el Grande, que se enlazó a la base del IGN por recorridos de ida y vuelta, y las correspondientes correcciones. La altimetría y posición geográfica de la estaciones se ha determinado mediante la utilización de altímetro barométrico y GPS, respectivamente, con las respectivas correcciones de deriva y variación de presión y temperatura. En cada estación se han aplicado las correcciones 68 Estudio de la Cuenca de Málaga habituales de este tipo de estudios descritas en el apartado 3.1. Además de las reducciones de aire libre y de Bouguer, la corrección topográfica de cada estación se ha realizado hasta los 170 m en campo, y ya en gabinete hasta los 167 km utilizando modelos digitales del terreno con una resolución horizontal de 30 m. En el caso del gravímetro utilizado, que mantiene una temperatura constante, la deriva instrumental es prácticamente despreciable. Se ha obtenido así la anomalía de Bouguer completa para el conjunto de las estaciones, utilizando una densidad de reducción de 2.67 g/cm³. Figura 3.4. Localización de la zona de prospección gravimétrica sobre el esquema geológico de la Cuenca de Málaga y su entorno (Ver Figura 2.15 en el Capítulo 2 para más detalles) ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 69 3 Figura 3.5. Mapas de anomalía gravimétrica. Como mapa de base se ha utilizado el mapa de contactos geológicos de la Figura 3.4. a) Mapa de anomalía de Bouguer. Las cruces marcan los puntos de medida de gravedad. b) Mapa de anomalía regional (ajuste por polinomio de 2º orden). c) Mapa de anomalía residual (SCN: Subcuenca Norte; SCS: Subcuenca Sur; SVG: Surco de Villafranco de Guadalhorce. Ver explicación en el texto) 70 Estudio de la Cuenca de Málaga 3.3.2.- MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA Los datos de anomalía de Bouguer obtenidos en las estaciones gravimétricas han sido interpolados para generar una malla homogénea mediante un método de krigging, con el que se ha conseguido un espaciado de 500 m entre puntos de medida. Sobre esta malla se ha realizado un mapa de isolíneas de anomalía de Bouguer cada 5 mGal (Figura 3.5a). En la distribución de la anomalía de Bouguer (Figura 3.5a) se puede observar cómo, dentro de una gran variación de valores (desde -36 mGal hasta +78 mGal), los valores positivos se encuentran hacia el sur del área de estudio, con un fuerte gradiente desde la parte central de la Cuenca de Málaga. Esta zona de valores positivos es la correspondiente a la Sierra de Mijas, aunque se puede observar que el valor de la anomalía sigue aumentando una vez pasada la vertiente sur de la sierra. Esta tendencia es el resultado del efecto que produce el adelgazamiento de la corteza junto con la presencia, tanto en afloramiento como en profundidad, de las peridotitas de Ronda, que según otras campañas gravimétricas de carácter regional (y como se vio en el Apartado 3.2 de este capítulo), producen un máximo de anomalía más al sur (Figura 3.1). Por el contrario, los valores negativos se sitúan en la propia Cuenca de Málaga, como es de esperar en una cuenca con rellenos sedimentario de baja densidad que producen un defecto de masa. Hay que destacar que el gradiente de disminución del valor de la anomalía de Bouguer se produce tenuemente hacia el Oeste. Este efecto podría interpretarse en un primer momento a un mayor espesor de sedimentos en el límite más occidental de la cuenca. Pero esta hipótesis no es correcta si consideramos que los materiales que afloran al Oeste de la cuenca (Neonumídico) se sitúan bajo los sedimentos post-tortonienses de la cuenca actual, y que por lo tanto, el Neonumídico representa la parte inferior de la columna sedimentaria completa de la cuenca (Figura 3.4). Este gradiente E-O lo asociamos a que es en esta zona en la que las estructuras empiezan a girar para conformar el arco de Gibraltar, y que por lo tanto la corteza empieza a sufrir también una variación de espesor de Este a Oeste que alcanza su máximo en el Campo de Gibraltar (Medialdea et al., 1986) En el borde septentrional de la cuenca parece definirse un cambio de tendencia de las isolíneas de la anomalía de Bouguer hacia el norte, donde aparece un gradiente bastante menos acusado orientado hacia el ENE. Este aumento de valores de anomalía parece coincidir con los relieves de los Montes de Málaga, aunque pueden estar influenciados por la presencia de peridotitas en profundidad. Dado el particular entorno a nivel cortical de adelgazamiento en dirección N-S y la presencia de peridotitas (con densidad elevada) en la zona, se ha realizado un análisis estadístico por regresión polinómica de los datos de anomalía de Bouguer para determinar la tendencia regional. De acuerdo con los mapas de anomalías de Bouguer existente en la zona (Mezcua et al., ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 71 3 1996) y los modelos de corteza propuestos por Torné et al. (1992), se ha estimado como representativo de la tendencia regional de la anomalía de Bouguer aquella expresada por un polinomio de 2º orden (Figura 3.5b). En este mapa se pueden observar las tendencias y gradientes descritos en el mapa de anomalías de Bouguer. Una vez obtenido este mapa de anomalías regionales, que consideramos representativo de la estructura cortical más profunda, se ha sustraído esta tendencia regional a la anomalía de Bouguer, obteniendo un mapa de anomalías residuales (Figura 3.5c), que se considera representativo de las variaciones de las densidades de los materiales a un nivel más superficial. Estas variaciones de densidad se reflejan en el mapa con valores positivos y negativos, siendo los valores negativos equivalentes a defectos de masa, que corresponden a densidades bajas, mientras que los valores positivos se corresponden con densidades altas. Es sobre este mapa sobre el que se realizan las interpretaciones de carácter local relativas a la estructura de la cuenca sedimentaria y sus relaciones con el entorno circundante. 72 Estudio de la Cuenca de Málaga 3.3.3.- DESCRIPCIÓN E INTERPRETACIÓN DE LOS PRINCIPALES RASGOS TECTÓNICOS DEL MAPA DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS RESIDUALES En el mapa de anomalías residuales (Figura 3.5c) se observa que la estructuración principal en dirección N70º-80ºE de la Cuenca de Málaga queda reflejada en la distribución de valores. Estos valores de anomalía son positivos en los relieves que delimitan la cuenca, así como en la Sierra de Cártama, y se alinean según ejes de dirección N70º-80ºE. Los valores negativos se disponen paralelamente a los positivos a lo largo de dos subcuencas separadas por la Sierra de Cártama que denominamos Subcuenca Norte (SCN) y Subcuenca Sur (SCS). Estos rasgos reflejan la importancia del control de las fallas E-O en la Cuenca de Málaga descritas por Sanz de Galdeano y López Garrido (1991) y Sanz de Galdeano (1996), entre otros. Inicialmente asumimos los valores de anomalía negativos como proporcionales al espesor de sedimentos, y por lo tanto a la profundidad del basamento de la cuenca. No obstante, para realizar una correcta descripción e interpretación de los valores de anomalía gravimétrica residual de la cuenca propiamente dicha, comenzaremos describiendo e interpretando los valores pertenecientes a los relieves circundantes, ya que la presencia de peridotitas no aflorantes en la zona puede llevar a confusiones. El eje de valores máximos representado sobre la Sierra de Mijas se alinea paralelamente al borde Norte de dicha sierra, que ofrece un importante gradiente hasta llegar al eje de valores mínimos de la SCS. Este eje de valores máximos se encuentra desplazado hacia el Norte respecto al eje central del relieve de la sierra. Este desplazamiento lo atribuimos a la presencia de peridotitas en profundidad detectadas por sísmica de refracción en un perfil realizado por el borde de la cuenca por Barranco et al. (1990) (Figura 3.1). Estos autores sitúan este cuerpo de alta densidad a una profundidad de entre 4 y 5 km, y le asignan una potencia máxima de unos 8 km que se va acuñando hacia el Oeste hasta desaparecer, aunque la base no está muy bien localizada. El importante gradiente que se observa en este límite sur de la cuenca puede representar una falla con importante salto en la vertical. Esta falla ha sido descrita por varios autores (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991; Andreo y Sanz de Galdeano, 1994; Sanz de Galdeano et al., 2001) como la continuación de la Falla de Albornoque, descrita inicialmente por Tubía (1988) como falla en dirección de componente dextral en el borde norte de la Sierra Blanca (Figura 3.4). Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991, y Sanz de Galdeano et al. (2001) atribuyen un importante salto (500-1000 m) en la vertical de componente normal a esta falla para explicar la diferencia de niveles estructurales a un lado y a otro de la misma considerando las potencias de las distintas unidades implicadas. En nuestra opinión este salto en la vertical podría estar asociado a una componente inversa de la falla como se discutirá en el Capítulo 5. El borde Norte de la cuenca queda definido por los valores máximos de los Montes de Málaga con una orientación aproximada E-O. La anomalía residual de estos relieves llega a ser más ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 73 3 elevada que la de la Sierra de Mijas, e incluso que los de las peridotitas de Sierra Alpujata. Además, en los Montes de Málaga se puede trazar un eje de valores mínimos en dirección casi N-S que separa los dos ejes de valores máximos E-O definidos en el mapa. Este eje de mínimos coincide con la traza de uno de los sinclinales N-S de gran radio descritos entre otros por Estévez González y Chamón, (1978) y González Lodeiro, et al. (1996) (Figura 3.4). A ambos lados de este sinclinal aparecerían los correspondientes anticlinales, coincidiendo con los máximos de anomalía gravimétrica residual del anticlinal de Santi Petri y el anticlinal del río Guadalmedina. Estos máximos estarían relacionados con la cercanía a la superficie de las peridotitas de la base del Manto de los Reales, que en la zona del sinclinal se localizarían a más profundas. Esta hipótesis está apoyada por el afloramiento del Manto de los Reales en el núcleo del antiforme de Santi Petri según cartografía de detalle realizada por Booth-Rea et al. (2003), que coincide con la zona de valor máximo del mapa de anomalías residuales. Las peridotitas afloran según el mismo eje E-O pocos kilómetros más hacia el Oeste en La Robla (Soto y Gervilla, 1991) (Figura 3.4). Torné et al. (1992) y Tubía et al. (1997) señalan el máximo de anomalía de Bouguer situado al Este de la ciudad de Málaga como la expresión de un cuerpo ultramáfico en profundad (Figura 3.1). Este cuerpo sería el mismo que detectamos bajo los Montes de Málaga y que acaba aflorando en La Robla. En contraste con el borde sur de la cuenca, en el borde norte no se observa un gradiente de anomalía gravimétrica residual importante, por lo que suponemos, que si existiese una falla, como algunos autores ha descrito (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991), ésta sería de menor salto en la vertical y menor continuidad que la del borde sur, donde se aprecia un mayor gradiente. Por lo tanto, y en función de los límites estructurales descritos hasta ahora, interpretamos que la cuenca presenta una asimetría en dirección N-S. Además esta asimetría queda reflejada en la existencia de valores más bajos de anomalía residual en la SCS frente a unos valores algo más elevados en la SCN. Esta asimetría es mucho más clara en su mitad oriental, donde desaparece el surco de la SCN. Esta desaparición ocurre a partir de una línea de dirección NNO-SSE, situada al Este de la Sierra de Cártama, que define también una disminución importante de la profundidad en la SCS, como queda reflejado en los valores de anomalía residual. En cuanto a la Sierra de Cártama, ésta muestra los valores de anomalía residual positivos propios de un relieve formado por materiales de basamento. Al Este quedan netamente limitados por la línea NNO-SSE descrita anteriormente. Por el Oeste, el eje de valores máximos que define la sierra se puede prolongar más allá de la zona de afloramiento de la misma, hasta interferir con un importante eje de mínimos de dirección N-S, que denominamos Surco Villafranco de Guadalhorce (SVG). Esta interferencia deja a un lado y a otro del eje de máximos los dos puntos de la cuenca con valor de anomalía residual más bajos, y que interpretamos como los depocentros de la cuenca. Estos depocentros que quedan englobados en este surco de dirección casi N-S, presentan 74 Estudio de la Cuenca de Málaga importantes gradientes de valores a ambos lados, lo que interpretamos como la continuación hacia el Sur (desde El Chorro) del surco controlado tectónicamente en el que se encuentran los depósitos de edad Tortoniense de Álora y Pizarra (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1991). La duplicación aparente de este depocentro se puede atribuir a la continuidad en profundidad hacia el Oeste de la falla en dirección con componente inversa que delimita la vertiente N de la Sierra de Cártama y que afectaría al basamento de la cuenca. El límite Norte de la Sierra de Cártama ha sido señalado como una falla normal afectando a la sedimentación del Neógeno (Tubía et al., 1997). Hay que señalar que en los mapas de anomalía residual no se aprecia un gradiente significativo en este borde, por lo que no apoyaría la existencia de una falla de alto ángulo y desplazamiento en la vertical que condicione la sedimentación en la cuenca. Sin embargo, sí se observa un gradiente importante en el límite Sur de esta sierra, lo que supondría la existencia de una falla de salto vertical. Como último rasgo destacable en el mapa de anomalías gravimétricas residuales de la cuenca, señalamos el gradiente que limita la Sierra de Mijas por el Este. Este gradiente presenta una dirección paralela al relieve de la terminación oriental de la sierra, y coincide con la presencia de una falla de componente normal en esta misma dirección que ha sido señalada por varios autores, y a la que Sanz de Galdeano y López Garrido (1991) le atribuyen un salto de 600 metros. Esta falla podría estar condicionando la morfología de la costa entre Málaga y Torremolinos. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 75 3 3.3.4.- CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA En los mapas de anomalías gravimétricas se refleja la significativa presencia de masas peridotíticas en profundidad. Esta presencia de masas de alta densidad no aflorantes en la zona dificulta la interpretación en los niveles más superficiales de la propia cuenca, por lo que la modelización gravimétrica de los límites de la cuenca no se ha podido realizar con el detalle deseable en este tipo de estudios. Por esta razón, la discusión e implicaciones tectónicas del estudio gravimétrico de la Cuenca de Málaga se realiza conjuntamente con las observaciones realizadas en el estudio gravimétrico regional, y se expondrán en el Apartado 5.1. No obstante, y como resumen, se destacan los rasgos tectónicos principales intepretados a partir de los mapas de anomalía gravimétrica de la Cuenca de Málaga: • La presencia significativa de cuerpos peridotíticos en profundidad, entre los que destaca el que se encuentra bajo los Montes de Málaga, con gran continuidad lateral y que llega a aflorar en La Robla. Igualmente se ha detectado la presencia de peridotitas bajo el borde norte de la Sierra de Mijas, coincidiendo con los datos de Barranco et al. (1990). • El fuerte control estructural con dirección E-O que presenta la cuenca • La asimetría N-S de la Cuenca de Málaga, en la que se evidencia la presencia de una falla con dirección N70º-80ºE de gran salto en la vertical en el límite Sur. Esta falla controla la subcuenca situada entre este borde y la Sierra de Cártama (Subcuenca Sur), con mayor potencia de sedimentos que la Subcuenca Norte. El borde Norte de la Cuenca de Málaga no presenta un límite tan neto como el Sur. • La continuidad de un surco N-S que se formó durante la distensión Tortoniense y que se extiende bajo la Cuenca de Málaga desde El Chorro hasta Villafranco de Guadalhorce. Este surco presenta el máximo espesor de sedimentos de la cuenca, y podría estar afectado por la actividad de la falla asociada al anticlinal de la Sierra de Cártama. • La existencia de una estructura en dirección NNO-SSE que delimita la sierra de Cártama por su terminación oriental y que afecta tanto a la SCN como a la SCS. • La presencia de una falla NNE-SSO de componente normal delimitando la Sierra de Mijas por su extremo oriental y que posiblemente controle la dirección de la línea de costa en este sector. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 77 4 En este capítulo se analiza las deformaciones neotectónicas y activas más significativas que han afectado y/o afectan en la actualidad a la Cuenca de Málaga. Para ello se han realizado tres análisis de aspectos y zonas independientes que serán descritos en los apartados principales de este capítulo. Apartado 4.1. Primeramente, se definen los conceptos de neotectónica y tectónica activa que se asumen en esta Tesis. Apartado 4.2. Abanicos aluviales del borde sur de la Cuenca de Málaga, donde se analiza la actividad plio-cuaternaria del borde meridional de la cuenca estudiando principalmente la geología, estratigrafía y morfología del sistema de abanicos aluviales procedentes de la Sierra de Mijas. Apartado 4.3. Deformación de la parte central de la Cuenca de Málaga, donde se analiza la deformación neotectónica y activa por plegamiento de la Sierra de Cártama y su propagación hacia el Oeste. Apartado 4.4. Movimientos verticales neotectónicos en la Cuenca de Málaga, donde se analiza la distribución espacial y la deformación de los marcadores marinos Tortonienses y Pliocenos con el objetivo de definir y cuantificar las variaciones de la deformación en la cuenca para los periodos Mesiniense y Plioceno-Cuaternario. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA Capítulo4 78 Los principales resultados obtenidos en cada apartado, junto con los procedentes del estudio gravimétrico (Capítulo 3), serán considerados en conjunto en el modelo de evolución neotectónica para la zona que se propone en el Capítulo 5. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 79 4 4.1.- DEFINICIÓN DE LOS CONCEPTOS DE NEOTECTÓNICA Y TECTÓNICA ACTIVA ASUMIDOS EN ESTA TESIS Con el fin de establecer un marco interpretativo pertinente en lo que se refiere a la edad de las estructuras y procesos de deformación analizados, consideramos interesante discutir brevemente los conceptos de neotectónica y tectónica activa, y definir en que términos se asumen en esta Tésis. La definición de los conceptos que se incluyen en el título de esta Tesis: neotectónica y tectóncia activa fueron objeto de debate en la última mitad del Siglo XX. El término neotectónica fue inicialmente utilizado con un sentido de acotación temporal introducido por Obruchev (1948) para definir el estudio de los movimientos tectónicos que han ocurrido desde finales del Terciario y durante la primera parte del Cuaternario, aunque Fairbridge (1981) extiende este periodo desde el Mioceno hasta la actualidad. Slemmons (1991) considera que la neotectónica abarca los eventos y procesos tectónicos ocurridos después del Mioceno. Pero a principios de los años noventa se comenzó a considerar el hecho de que la neotectónica no debía acotarse dentro de unos límites estrictamente temporales dada la variabilidad de los tiempos y los ritmos de actuación tectónica en diferentes regiones (Mörner, 1990). Así, Angelier (1989) definió neotectónica como el periodo controlado por el ultimo marco geodinámico que sigue vigente en la actualidad. Este autor introdujo por primera vez el concepto de régimen tectónico vigente (current tectonic regime) que posteriormente fue definido por Muïr- Wood y Mallard (1992) como el régimen de esfuerzos que induce y controla la actividad actual de las fallas y que ha podido extenderse temporalmente en el pasado de modo diferente en distintas zonas. En este sentido, la definición de neotectóncia más aceptada en la actualidad es aquella que la describe como el estudio de los procesos y las estructuras que se han propagado o reactivado dentro del campo de esfuerzos que es activo en la actualidad (Steward y Hancock, 1994). De esta forma el periodo neotectónico no preestablece límite temporal hacia el pasado ya que depende del contexto geodinámico de la zona que se considere. A pesar de que esta definición la consideramos acertada, ésta conlleva una serie de inconvenientes a la hora de ser aplicada en una zona tan compleja como es la Cordillera Bética, donde la determinación precisa del campo de esfuerzos para distintos periodos desde el Mioceno Superior sufre grandes variaciones incluso a nivel local (e.g.: Galindo Zaldívar et al. 1993). En esta tesis consideramos que régimen tectónico vigente para la zona de estudio es el que se determina en un ámbito regional, es decir, el régimen tectónico que genera el movimiento de convergencia de las placas de África y Eurasia (Livemore y Smith, 1985; Dewey et al., 1989) desde el 80 Definición de Neotectónica y Tectónica Activa Tortoniense Superior, momento desde el que el tensor de esfuerzos a escala regional permanece constante con un esfuerzo horizontal máximo NNO-SSE (Sanz de Galdeano, 1990) y que es el responsable del relieve actual de la Cordillera Bética (Braga et al., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Por lo tanto, consideraremos una estructura (falla o pliegue) como neotectónica si se genera o reactiva a partir del inicio del Tortoniense Superior (~9 M.a.). El término de tectónica activa fue definido por Wallace (1985) como la deformación tectónica que se está produciendo en la actualidad en la corteza terrestre a una escala temporal que afecta a la sociedad (101-102 años). Ya en un plano más aplicado, Keller y Pinter (1996) apuntan que para el entendimiento de estas deformaciones hay que estudiar los procesos que las generan en un periodo de tiempo mucho más largo (103-104 años). Incluso, Baker (1986) considera que las deformaciones asociadas a la actividad tectónica actual han de estar, al menos parcialmente, controladas por el marco tectónico desarrollado desde hace incluso millones de años (105-106 años). Desde una perspectiva más pragmática, Schumm et al. (2000) destacan como la tectónica activa afecta al comportamiento de los sistemas aluviales, su hidrología, su hidráulica y su sedimentología, que se muestran especialmente sensibles a estos procesos. Aunque la definición de Wallace (1985) nos parezca la más estrictamente apropiada, en esta tesis, y dado el marco tectónico en el que se encuentra la zona de estudio, que, a priori, muestra bajas tasas de deformación, consideramos que las observaciones realizadas por Keler y Pinter (1996) son fundamentales para discernir que estructuras tectónicas pueden considerarse activas. Además, asumimos como criterio determinante el hecho de la tectónica activa afecte al comportamiento de los sistemas aluviales, siguiendo las observaciones de Schumm et al. (2000). Por lo tanto, a lo largo de este estudio consideraremos que una estructura tectónica (pliegue o falla) es activa cuando su dinámica deformacional afecte a la superficie terrestre, pudiendo llegar a modificar el comportamiento de los sistemas aluviales existentes, y de la que se espera que actúe en el futuro sin que exista ningún dato que indique su eventual cese. Atendiendo a las consideraciones que se han realizado en cuanto a los términos neotectónica y tectónica activa, hay que señalar que la denominación de activa solamente será aplicada a aquellas estructuras neotectónicas que mantengan su actividad en la actualidad, ya que puede suceder que una determinada estructura pueda ser neotectónica y no ser activa, si muestra evidencias de que su actividad cesó en algún momento del pasado, auque sea reciente. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 81 4 4.2.- LOS ABANICOS ALUVIALES DE BORDE SUR DE LA CUENCA DE MÁLAGA (SIERRA DE MIJAS) En este apartado se estudia el borde meridional de la Cuenca de Málaga, que limita los relieves que conforman la Sierra de Mijas. El objetivo principal de este estudio es determinar la evolución neotectónica de este borde de la cuenca, principalmente durante el Plioceno y el Cuaternario, a partir del análisis de la morfología y la posición de los abanicos aluviales localizados en dicho borde. Estos abanicos se depositan, en general, sobre los sedimentos pliocenos marinos (margas, areniscas y conglomerados) y presentan una morfología y un desarrollo de cementación calcárea variable. Del análisis de las características litológicas, geométricas y sedimentarias, y de la distribución topográfica y espacial de estos abanicos se obtiene una información que es utilizada para identificar varias fases deposicionales distintas, cuya distribución a lo largo del frente montañoso se interpreta en términos de variación de la actividad neotectónica. 82 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) 4.2.1.- METODOLOGIA Para el estudio del borde sur de la Cuenca de Málaga se ha confeccionado una cartografía geológica sobre una base topográfica a escala 1:25.000. En esta cartografía se ha prestado especial atención a los abanicos aluviales procedentes de la Sierra de Mijas. Para ello, inicialmente se han analizado con detalle las unidades de edad pliocena y cuaternaria cartografiadas en los mapas geológicos de la serie MAGNA escala 1:50.000 de Coín-1.066 y Álora-1.052 (Estévez González y Chamón, 1978; Chamón y Quinquer, 1976). A continuación se realizó una interpretación de la fotografía aérea a escalas 1:18.000 y 1:20.000, prestando igualmente especial atención a los mismos materiales. Además, se han llevado a cabo varias campañas de campo en las que se han tomado datos lito-estratigráficos y estructurales. A su vez, se ha realizado un análisis morfológico y de la topografía, para lo que se ha recurrido al modelo digital del terreno del Instituto Cartográfico de Andalucía que contiene datos de altura topográfica distribuidos según una malla regular compuesta por celdas unitarias cuadradas de 20 m de lado. Como objetivo principal se han intentado identificar fallas que afectasen a los sedimentos más modernos de la cuenca (pliocenos y cuaternarios). Esta tarea no ha mostrado indicios directos de la existencia de fallas, debido, en gran parte, a que tanto los abanicos aluviales como los materiales pliocenos marinos subyacentes presentan en la actualidad un importante grado de erosión debido al encajamiento de la red fluvial en la zona, que se puede relacionar con el levantamiento regional actual (Schoorl y Veldkamp, 2003). Por ello, se ha puesto especial atención en la descripción de rasgos morfológicos que evidenciasen la actividad tectónica de este borde de cuenca de manera indirecta. Además, se han calculado una serie de valores morfométricos de los abanicos (superficie y pendiente de los abanicos en relación con la superficie del área de drenaje) que han permitido evaluar las influencia de la actividad tectónica a lo largo del frente. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 83 4 4.2.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS ABANICOS ALUVIALES Y SU RELACIÓN CON MOVIMIENTOS TECTÓNICOS Los abanicos aluviales forman parte de un sistema fluvial (Schumm, 1977) y se desarrollan allá donde la producción de sedimentos es alta en relación con la capacidad de transporte del medio (Harvey, 1997). Un abanico aluvial se puede definir como un cuerpo de depósitos fluviales cuya superficie se aproxima al segmento de un cono, que se extiende radialmente ladera abajo desde el punto en el que el curso del agua abandona el área montañosa (Bull, 1968). En los abanicos aluviales se pueden distinguir tres zonas: zona proximal, zona media y zona distal (Blissenbach, 1954; Bull, 1964) (Figura 4.1). Figura 4.1. Diferentes zonas de un abanico aluvial y un perfil radial del mismo (según Bull, 1964, en Gutiérrez Elorza, 2001). Los abanicos aluviales se clasifican en secos y húmedos, o lo que es lo mismo, en abanicos aluviales de clima árido, formados por flujos fluviales intermitentes, y abanicos aluviales de clima húmedo, generados por flujos hídricos perennes (Schumm, 1977). Esta clasificación climática de los abanicos presenta algo de controversia, aunque en general goza de una cierta aceptación (Gutierrez Elorza, 2001). Esta clasificación fue ampliada por McGowen (1979) al matizar que en los climas áridos son más frecuentes los depósitos tipo debris flow que en los húmedos. Los abanicos que se estudian en esta Tesis presentan características que los pueden asimilar a abanicos desarrollados en clima árido o semiárido (la presencia mayoritaria de depósitos tipo debris flow, así como el desarrollo de calcretas sobre las superficies de los abanicos) como se detallará en el Apartado 4.2.3. 84 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) En la evolución de los abanicos aluviales áridos, Blair y McPherson (1994) se distinguen tres fase principales (Figura 4.2) precedidas de una fase inicial precursora en la que se forma un cono coluvial de alta pendiente en el canal de salida de un desfiladero excavado en el sustrato rocoso. La primera fase se caracteriza por el desarrollo del área de drenaje por evolución del desfiladero inicial desde el que se depositan materiales tipo debris flow, avalanchas de rocas y deslizamientos gravitacionales. La segunda fase no suele presentar canales o estos son muy cortos, predominando los depósitos tipo debris flow y sheet flow (mantos de arroyada). La tercera fase es similar a la anterior, pero en este caso los canales están bien desarrollados. Figura 4.2. Diagrama esquemático idealizado de la evolución de un abanico aluvial árido (según Blair y McPherson, 1994). Obsérvese como la pendiente decrece de la zona proximal a la distal (la escala vertical está exagerada 2 veces) La morfología que presentan los abanicos muestra perfiles longitudinales que van perdiendo pendiente de las zonas proximales a las distales, mientras que en un corte trasversal al abanico se muestran perfiles convexos (Figura 4.3). A pesar del importante papel de los movimiento tectónicos en la generación de relieves, a los cuales suelen estar asociados los abanicos aluviales, la influencia directa de la actividad tectónica en la evolución de dichos abanicos es aún un tema de debate, ya que algunos autores otorgan una mayor influencia a los factores climáticos (Blair y McPherson, 1994). No obstante, Rockwell et al. (1985) señalan algunas diferencias entre la morfología de los abanicos asociados a zonas de mayor actividad tectónica con la de aquellos situados en zonas de baja actividad a lo largo del mismo frente montañoso en Ventura Valley, California. Silva et al. (1992) y Silva (1994) señalan también variaciones en la morfología de los abanicos relacionados con la actividad tectónica en el Sureste de la Península Ibérica. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 85 4 Figura 4.3. Perfiles transversales de algunos abanicos del Death Valley y de Nevada- EEUU (Blair y McPherson, 1994). La escala vertical está exagerada 10 veces. En general, la morfología de cada abanico viene condicionado por las características del área madre (su litología y su topografía), ya que los procesos de sedimentación están controlados por la fuente de suministro de sedimentos (Harvey, 1997). Los análisis de los abanicos aluviales efectuados a partir de su morfológica se basan fundamentalmente en algunas propiedades morfométricas, tales como, el área y la pendiente (Figura 4.4.). El área del abanico ( aA ) es el parámetro más estudiado y se ha demostrado que existe una clara relación entre las superficies del abanico y de la cuenca de drenaje, según la ecuación de regresión simple: q ca ApA ·= donde aA es el área del abanico y cA la de la cuenca de drenaje, ambas medidas en km2. Los estudios de diferentes grupos de abanicos han mostrado valores semejantes para el exponente q , que oscila entre 0,7 y 1,1, indicando que el área de la cuenca de drenaje aumenta ligeramente más rápido que el área del abanico. Los valores de p son más dispares, entre 0,1 y 2,1. Estas variaciones de p se interpretan como debidas a diferencias regionales en la edad y evolución de los abanicos, así como a la desigual resistencia a la erosión del sustrato rocoso (Harvery, 1997). 86 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) b Figura 4.4. a) Principales rasgos morfológicos de un sistema de abanico aluvial (Blair y McPherson, 1994). El ejemplo corresponde a un abanico en el Death Valley en California, EEUU. b) Gráficos que muestran la recopilación de las relaciones de regresión existentes entre el área de drenaje con el área y la pendiente de los abanicos respectivamente (según Harvey, 1997). La pendiente del abanico ( aP ) se toma normalmente como la pendiente media medida longitudinalmente a lo largo de la zona axial de cada abanico. Este parámetro también se relaciona con el área de la cuenca de drenaje, según la ecuación de regresión simple: b ca AaP ·= donde aP es la pendiente media del abanico y cA el área de la cuenca de drenaje en km2. Los valores de b varían entre -0,35 y -0,15, y los de a entre 0,03 y 0,17, variaciones que Harvey (1997) relaciona con diferentes procesos sedimentarios. Estas ecuaciones muestran la tendencia general del comportamiento morfométrico relacionado con la sedimentología de los abanicos de una región dada. No obstante, estas ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 87 4 relaciones no explican las marcadas variaciones de algunos abanicos con respecto a esa tendencia general, lo que algunos autores (Rockwell et al., 1985; Silva et al., 1992) atribuyen a la existencia de actividad tectónica. Partiendo de esta relación con la actividad tectónica, en esta Tesis se ha prestado especial atención a los trabajos de Silva et al. (1992) y Silva (1994) en los que se identifican cuatro tipos de geometrías de abanicos que muestran variaciones en el predominio del tipo de depósito, y las superficies y pendientes de los abanicos en relación con los distintos grados de actividad tectónica de los frentes montañosos (Figura 4.5): Figura 4.5. Modelos de geometrías de abanicos aluviales en los que se refleja las variaciones en función de diferentes contextos sedimentarios y tectónicos (Según Silva et al. (1992), en Silva (1994),). Basada en abanicos de Murcia, Suroeste de España. • Tipo I: se caracterizan por el dominio de facies tipo sheet-flow y superficies modernas generadas por superposición en agradación progradante conservativa (abanicos no telescópicos) cuyas cuencas de drenaje presentan una pendiente y un relieve bajo, lo que evidencia un envejecimiento del relieve. 88 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) • Tipo II: abanicos dominados por procesos sedimentarios tipo debris-flow, y caracterizados por un estilo deposicional de agradación proximal en offlap conservativa, lo que da lugar a secuencias proximales superpuestas. Asociados a frentes que muestran un rejuvenecimiento del relieve. • Tipo III: son abanicos telescópicos con agradación progradante no conservativa, dominados por superficies antiguas y procesos de debris-flow, y que necesitan para su desarrollo un relieve y pendiente de la cuenca de drenaje altos, lo que implica una reactivación tectónica del relieve del área fuente. • Tipo IV: se caracterizan por presentar fases tempranas de agradación proximal en onlap y fases tardías en agradación distal en offlap no-consevativa (abanicos telescópicos), ambas dominadas por procesos sedimentarios de tipo fluvial y sheet-flow. Asociados a relieves envejecidos sin actividad tectónica. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 89 4 4.2.3.- GEOLOGÍA Y MORFOLOGÍA DE LOS ABANICOS ALUVIALES DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS La Sierra de Mijas presenta un importante relieve (que alcanza cotas máximas de hasta 1.150 m s.n.m.) en torno al cual se han formado mantos de derrubios en forma de abanicos aluviales. Los mejor conservados son aquellos de su vertiente norte, que se depositan sobre parte de los depósitos pliocenos marinos de la Cuenca de Málaga. El sistema de abanicos aluviales del borde norte de la Sierra de Mijas está formado por depósitos conglomeráticos de cantos de mármol (la Sierra de Mijas está compuesta en su práctica totalidad por mármoles de edad triásica pertenecientes a la Unidad o Manto de Ojén del Complejo Alpujárride). La distribución de los tamaños de grano y su grado de redondez en cada abanico, obedece a una disposición clásica de facies proximales-distales en este tipo de sistemas sedimentarios. Además, estos abanicos presentan un desarrollo de cementación calcárea variable, lo que junto con otras características –que se detallan en el siguiente subapartado- permite distinguir diferentes fases en la evolución del sistema aluvial, así como diferenciar dos sectores con distintas características en el frente montañoso. 4.2.3.1.- Fases deposicionales de los abanicos Siguiendo la metodología descrita por Silva (1994) para los abanicos del Sureste de la Península Ibérica, en los abanicos de la vertiente norte de la Sierra de Mijas se distinguen algunas características que permiten identificar varias fases deposicionales en la evolución del sistema aluvial. Estas características son: 1) el grado de cementación carbonatada 2) la pendiente 3) la arquitectura sedimentaria y relaciones geométricas de las unidades depositadas durante la formación del sistema. En función de estas características se distinguen tres fases deposicionales principales (Figura 4.6 y Figura 4.7): La primera fase comprende la sedimentación de depósitos heterométricos tipo debris- flow con tamaños de clastos predominante decimétrico (hasta 1 metro) poco redondeados (Figura 4.8), depositados según un estilo sedimentario de agradación proximal en on-lap que genera superficies deposicionales convexas con pendientes de hasta 8º. Estos abanicos están completamente cementados por carbonatos rojizos que llegan a alcanzar más de 30 m de espesor que presentan incluso un importante desarrollo kárstico (Figura 4.9). 90 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Figu ra 4 .6 . Cartografía de los abanicos del borde norte de la Sierra de M ijas en los que se identifican las distintas facies deposicionales. Los distintos episodios internos en cada fase se m arcan con una letra. Se m uestra en la leyenda la correlación de los distintos depósitos con las edades que se han estim ado. Ver texto para m ás detalles. Se localizan tam bién los extrem os de los perfiles que se representan en la Figura 4.7. (J-J’, K-K’, L-L’ y M -M ’) ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 91 4 Figura 4.7. Perfiles topográficos realizados radialmente a los abanicos del borde norte de la Sierra de Mijas en los que se muestran la geometría y pendiente de las distintas fases deposicionales, la arquitectura sedimentaria y las relaciones de disposición entre fases (veasé localización en la Figura 4.6 92 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Figura 4.8. Fotografía que muestra el aspecto de los depósitos tipo debris-flow pertenecientes a la Primera Fase deposicional. Obsérvese el tamaño y morfología angular de clastos (martillo situado en la esquina inferior izquierda para escala) Figura 4.9. Fotografía que muestra el aspecto de los depósitos tipo debris-flow pertenecientes a la Primera Fase deposicional. Obsérvese el potente desarrollo de la cementación carbonatada, que involucra gran parte del abanico, sobre el que se desarrolla un notable proceso de karstificación. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 93 4 La segunda fase presenta abanicos progradantes depositados según un estilo sedimentario de agradación distal en off-lap que generan superficies cóncavas con pendientes que varían desde los 3º en las zonas proximales hasta estar subhorizontales en las distales (Figuras 4.7, 4.10 y 4.11). Los materiales que los forman son también heterométricos, con tamaños de grano de centimétrico a decimétrico predominando los depósitos tipo debris-flow aunque también se identifican tipo sheet-flow. Sobre estos materiales se desarrolla un cemento calcáreo rojizo bastante potente (hasta 10 m). Figura 4.10. Fotografía panorámica que muestra un abanico de la Segunda Fase deposicional en la zona distal con muy poca pendiente. El depósito del abanico corresponde únicamente a los 8-10 m de la parte alta de la planicie, quedando por debajo los materiales pliocenos que afloran gracias a la fuerte incisión de la red fluvial actual. Figura 4.11. Fotografía de un abanico de la Segunda Fase deposicional. Depósito tipo debris-flow, en el que se puede observar el tamaño de los clastos decimétricos subangulosos englobados en una matriz rojiza. 94 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) En la zona más occidental de la cartografía realizada se encuentra un depósito que está identificado como 2’ en la Figura 4.6. Este depósito presenta unas características particulares. A pesar de tener una granulometría y tipología de depósitos comunes con el resto de abanicos de la segunda fase, este depósito no presenta ni el grado de cementación ni la coloración rojiza identificada en el resto (Figura 4.12). Los materiales que los forman son también heterométricos, con tamaños de grano de centimétrico a decimétrico formando depósitos tipo debris-flow y sheet- flow. Hacia techo pasan a unas arenas y limos blanquecinos. Entre los clastos que componen los depósitos tipo debris flow se incluye fragmentos de los abanicos pertenecientes a la primera fase deposicional, por lo que es posterior a esta (Figura 4.12). Por lo tanto, asignamos este depósito a la segunda fase a pesar de la anomalía en cuanto a color rojizo y cementación. Esta anomalía la interpretamos como el resultado del transito de un ambiente de abanico a un ambiente subacuático de tipo lacustre semiárido que generó la formación areno-limosa de color blanco a techo, lo que no permitió ni la oxidación ni el posterior encostramiento carbonático de los materiales subyacentes. Este tipo de depósitos lacustres han sido identificados también al Sur de la Sierra de Cártama. Figura 4.12. Aspecto de los depósitos anómalos de la Segunda Fase deposicional. Compárese con los depósitos mostrados en la foto 5.3. Obsérvese el tono blanquecino del material, y la existencia a techo de unas arenas-limosas. En la parte superior derecha se muestra un detalle de la foto en la que se ve un clasto procedente de los depósitos de la primera fase. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 95 4 La tercera fase se caracteriza por un depósito predominante de tipo sheet-flow formados por materiales con tamaño de grano centimétrico algo redondeado incluidos en una matriz arcillosa color rojo ladrillo intenso (Figura 4.13). Esta fase no presenta cementación carbonatada alguna. En cuanto a la pendiente y la arquitectura interna del sistema aluvial, en esta tercera fase se distinguen cuerpos que presentan un estilo sedimentario de agradación distal en off-lap, con superficies prácticamente horizontales, de aquellos en los que predomina un estilo sedimentario de agradación proximal en off-lap que genera superficies concavas con pendientes que van desde horizontales en la zona distal hasta los 12º en la proximal. Figura 4.13. Aspecto de los depósitos de los abanicos de Tercera Fase deposicional. Obsérvese el tono rojizo del material, el tamaño de grano arenoso con algún canto y la pendiente nula. En cada una de estas fases a su vez se pueden distinguir varios episodios deposicionales (Ver Figura 4.6). Estos episodios internos podrían definirse como divisiones de segundo orden en la evolución del sistema aluvial. Las relaciones entre los distintos episodios dentro de cada fase ya no responden a una variación significativa de los tres aspectos que nos han servido para discriminar fases (grado de cementación carbonatada, pendiente y arquitectura sedimentaria), si no que lo que ahora se observa son diferentes cotas de las superficies de sedimentación, superposición de abanicos y distintos niveles de degradación del edificio (cuanto más antiguo es, mas degradado está el abanico). Así, en la primera fase se distinguen 2 episodios deposicionales internos. Estos dos episodios se superponen según un estilo sedimentario de agradación proximal en on-lap, como ya 96 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) se especificó anteriormente, lo que supone que el segundo episodio se superpone al primero, encontrándose más alto topográficamente. A su vez, el edificio mejor conservado, es decir, el que ha sufrido un menor grado de erosión, es el más moderno. Al primer episodio (Fase 1a) pertenecen los restos de abanicos que pueden observarse principalmente en el extremo Oeste del frente montañoso, en la zona de Alhaurín el Grande. Al segundo episodio (Fase 1b), pertenece el abanico Dehesillas, situado en la zona central del frente montañoso, y el abanico Palomas (Figura 4.13). En esta figura se puede observar como el abanico Palomas se superpone a los materiales adyacentes occidentales de la Primera Fase deposicional. Pero además se puede ver que el estado de conservación es mejor que el del abanico Dehesillas (perteneciente a la misma Fase 1b). Por lo tanto, se puede considerar que el abanico Palomas es el más moderno de los dos edificios del segundo episodio de la primera fase, ya que es el mejor conservado y el que presenta la típica estructura de perfil convexo tanto transversal como radialmente. Se ha realizado un perfil topográfico del sistema de abanicos paralelo al frente montañoso (Figura 4.14). Este perfil atraviesa principalmente depósitos de la segunda fase deposicional, y en él se pueden observar distintas alturas de estos depósitos que parecen responder en la mayoría de los casos a un aterrazamiento de los propios abanicos. Dicho aterrazamiento implicaría que cuanto mayor es la cota topográfica del depósito, más antiguo es. Esta estructuración es coherente con el estilo de agradación distal en off-lap que caracteriza esta fase deposicional. Estos episodios se han identificado en la cartografía dentro de la segunda fase deposicióna con los sufijos a, b y c para el Sector Occidental, y A, B y C para el Sector Oriental (Ver la sectorización del frente montañoso en el Apartado 4.2.3.2.). Con esta nomenclatura se pretende dar una sucesión cronológica de episodios de cada sector, donde los términos a y A son los más antiguos, y los c y C los más modernos para cada sector. Como caso particular aparecen los depósitos del Sector Occidental designados como 2’ anteriormente. Estos depósitos son difíciles de correlacionar con alguno de los episodios identificados, ya que, como se verá en el apartado 4.2.4.2 están más bajos topográficamente que el resto de depósitos de la segunda fase debido a la existencia de una falla que controla su posición. En la tercera fase deposicional no se han podido distinguir relaciones entre episodios internos dada la reducida entidad de los depósitos generados durante esta última fase y su alta dispersión. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 97 4 Figura 4.13. Ortofoto interpretada del abanico Palomas donde se muestra además la morfología en tres dimensiones sobre el modelo digital del terreno y los perfiles radiales (a-a’) y trasversales (b-b’). Obsérvese como el abanico se superpone a los materiales adyacentes de la Primera Fase deposicional, y como el estado de conservación es el mas alto de toda esta fase. 98 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Er os iónErosión 3ª Fase N N’ 2c Er os ión Er os ión 2b 2a 2B 2C 2A 2B Travertino Er os ión S E C T O R O R I E N T A L S E C T O R O C C I D E N T A L Figura 4.14. Perfil longitudinal paralelo al frente montañoso sobre los depósitos de la Segunda Fase deposicional de los abanicos aluviales. Obsérvense los distintos episodios que se pueden diferenciar dentro de cada sector. Las letras A y a son los episodios más antiguos, y las C y c, son los más modernos dentro de cada sector, sin que exista una correlación cronológica 4.2.3.2.- Sectorización del frente montañoso En función de la disposición espacial de las tres fases deposicionales que se han identificado en el sistema aluvial y de sus características, se pueden distinguir dos sectores bien diferenciados dentro del frente montañoso. Estos sectores se han denominado Sector Occidental y Sector Oriental (Figura 4.6 y 5.7). El Sector Occidental presenta una secuencia progradante que incluye las tres fases identificadas en una disposición de agradación distal: la segunda fase es progradante respecto a la primera, y la tercera respecto a la segunda, es decir, el sistema avanza en sucesivas fases deposicionales. En este sector la máxima superficie del sistema aluvial lo representan los depósitos de la segunda Fase. En el Sector Oriental, apenas se han identificado algunos afloramientos de pequeño tamaño de la Primera Fase deposicional (de los que solo uno es cartografiable a la escala de trabajo utilizada, situado en la zona más proximal del extremo occidental de este sector). Esto indicaría que la Segunda Fase ha cubierto los materiales de la Primera en una secuencia de agradación. Esta segunda fase presenta en este sector también la máxima extensión, coincidiendo en este aspecto con el Sector Occidental. Por otro lado, hay que destacar que la presencia en este sector de depósitos de la Tercera Fase no es progradante respecto de la segunda, sino que se deposita sobre ella en su zona más proximal en una disposición de agradación proximal, lo cual contrasta con los depósitos de esta Tercera Fase del Sector Occidental que presenta un estilo sedimentario de agradación distal. Además de los rasgos estrictamente sedimentarios, existe una apreciable variación de altura topográfica de los depósitos de segunda fase entre ambos sectores, estando el Sector Occidental a una cota mayor que el Oriental (Figura 4.9). Esta variación de altura se produce, además, de una forma muy abrupta. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 99 4 Las características de los dos sectores identificados, y siguiendo los argumentos expuestos en el apartado 4.2.2., nos llevan a atribuir una evolución distinta entre un sector y otro que debe obedecer a causas tectónicas (Ver Apartado 4.2.4), ya que tanto la litología y la morfología del área madre como las condiciones climáticas son comunes. 4.2.3.3.- Edades de las fases deposicionales Se ha atribuido una cronología relativa a cada una de las fases de depósito que constituyen los abanicos del borde sur de la Sierra de Mijas con el objetivo de intentar correlacionar las distintas fases deposicionales con las variaciones climáticas y de régimen tectónico regional, y así poder entender la evolución tecto-sedimentaria de este borde de la cuenca. Por otro lado la cronología de los depósitos nos ha servido para estimar tasas de movimientos de las fallas que se han identificado en la zona. En la cartografía MAGNA (Estévez González y Chamón, 1978) atribuyen a estas formaciones aluviales del borde sur de la Cuenca de Málaga, de manera genérica, una edad Plio- Pleistoceno apodada en las descripciones hechas por Lhenaff (1966) sin distinguir dentro de los abanicos ninguna fase deposicional. Posteriormente, el propio Lhenaff (1981) confirma esta edad como Villafranquiense en los abanicos situados en el extremo oriental de la Sierra de Mijas. Recientemente, Rodríguez-Vidal et al. (2007), en los mismos depósitos estudiados por Lhenaff (1981) en la terminación oriental de la Sierra de Mijas, por métodos paleontológicos de asociaciones faunísticas interpretan estos depósitos como las facies continentales de un depósito tipo abanico deltaico de edad Plioceno Medio. Por otro lado, en esta Tesis, a partir del análisis geomorfológico y estratigráfico (Apartado 4.4.3.2.), se han interpretado los materiales más antiguos de la Primera Fase deposicional (Fase 1a) como Plioceno Inferior. En la actualidad no existen dataciones numéricas de ninguna de las fases deposicionales de estos abanicos que nos puedan servir de marcador. Además, en nuestro caso, los datos de los que disponemos solamente son válidos para lo que nosotros hemos identificado como Primera Fase Deposicional, que son los materiales equivalentes a los que dataron Lhenaff (1966 y 1981) y Rodríguez-Vidal et al. (2007), y a los analizados en el Apartado 4.4.3.2. Para intentar acotar al máximo la edad y que se ajuste mejor a las observaciones realizadas en los abanicos, se ha recurrido a realizar una correlación con los trabajos existentes en la Cordillera Bética oriental y en el levante español. Se ha considerado como válida esta correlación dada la similitud existente entre las zonas contempladas en estos trabajos y la zona objeto del estudio de esta Tesis, en los que se observa una orografía similar, así como un marco climático común donde predominan unas condiciones de aridez con escaso desarrollo de cubierta vegetal. 100 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) En la Bética oriental y en el levante español se han realizado varias estimaciones de datación considerando el desarrollo edáfico, en forma de calcreta, como marcador de la antigüedad del abanico: a mayor desarrollo de calcreta, más antiguo es el depósito (Dumas, 1977). Esta máxima ha sido asumida con matices por Harvey (1990), Silva et al. (1992) y Silva (1994) basándose en las descripciones de distintos estadios de desarrollo de calcreta realizadas por Machette (1985). Silva et al. (1992) consideran tres grandes rangos crono-morfológicos de las calcretas que se desarrollan en abanicos cuaternarios del SE de la península Ibérica: calcretas masivas, de edad Pleistoceno Inferior; calcretas maduras, de edad Pleistoceno medio; y calcretas inmaduras, del Pleistoceno superior. Las superficies de abanicos sin encostramiento visible las atribuyen al Holoceno. Posteriormente Alonso Zarza et al. (1998) advierten que las calcretas masivas de más de dos metros de potencia pueden extender su desarrollo hasta bien entrado el Pleistoceno medio. En los abanicos de la Sierra de Mijas hemos utilizado el nivel de desarrollo de cementación calcárea como indicador de las edades de cada una de las fases deposicionales. Así, hemos distinguido en la primera de las fases deposicionales una calcreta masiva de hasta 30 m de desarrollo que afecta al abanico completo. Esta calcreta correspondería al Estadio VI de Machette (1985), a la que Silva et al. (1992) asignan una edad de Pleistoceno Inferior. No obstante, los espesores de edafización carbonática de esta Primera Fase de la cuenca de Málaga son muy superiores a los 5 m descritos por Silva et al. (1992). Esto implicaría una edad más antigua aún para esta fase, lo que concuerda con la interpretación temporal que hace el propio Machette (1985) del Estadio VI de su clasificación para el que escribe que “[...] es el climax de la acumulación relativamente continua de carbonatos desarrollada, quizá durante millones de años”. Hay que señalar que dentro de esta primera fase se encuentran claramente diferenciados dos episodios deposicionales: Fase 1a (que ha sido datada como Plioceno Inferior por análisis geomorfológico y estratigráfico en esta Tesis –Apartado 4.4.3.1.) y Fase 1b, que se superpone a la anterior. Por lo tanto, parece coherente que la edad que se le pueda atribuir a los materiales de este segundo episodio (Fase 1b) sea posterior al Plioceno Inferior y anterior al Pleistoceno Inferior, lo que se ajusta también a los datos obtenidos por Lenaff (1966 y 1981) y Rodríguez-Vidal et al. (2007). Teniendo en cuenta todos estos condicionante, asignamos para la Primera Fase deposicional una edad de Plioceno Superior, aunque no descartamos que pueda ser más antigua. En una segunda fase deposicional se distinguen calcretas que varían entre masivas y maduras (Estadios VI y V), a las que asignamos una edad Pleistoceno Inferior a Medio, de acuerdo con las observaciones realizadas por Silva et al. (1992) posteriormente matizadas por Alonso Zarza et al. (1998). ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 101 4 Por último, la tercera fase deposicional no presenta desarrollo alguno de calcretas. Esta fase se podría asignar al Pleistoceno Superior o incluso Holoceno. Tabla 4.1. Asignación de edades para las diferentes fases deposicionales del borde sur de la Cuenca de Málaga en función del estadio de desarrollo de calcretas y en comparación con los trabajos desarrollados en el Sureste de la Península Ibérica. El hecho de que en las dos primeras fases deposicionales que se han identificado, el desarrollo de calcretas involucre a la totalidad de los depósitos, diferencia claramente los abanicos del la Sierra de Mijas de los del SE español, donde se describen espesores no superiores a los 5 m. Esto lleva a realizar una consideración interesante a cerca de la edad de desarrollo de las calcretas, y por tanto, de los abanicos. Para explicar este desarrollo tan importante de las calcretas en los abanicos de la Sierra de Mijas, se pueden considerar dos hipótesis: • que el tiempo transcurrido haya sido mayor para generar tal desarrollo de calcreta, y por tanto tendríamos abanicos más antiguos que los del Sureste peninsular • que influya el carácter netamente calcáreo del área de procedencia. El abundante aporte de carbonatos a los abanicos haría que el desarrollo de las calcretas fuese superior a aquel encontrado en el Sureste de la Península Ibérica. Para un mismo tiempo, el desarrollo de calcretas será mayor si el área de drenaje aporta más carbonatos, o lo que es lo mismo, para un mismo desarrollo de calcreta se necesitaría menos tiempo, y por lo tanto habría que considerar edades más modernas. Como se argumentó anteriormente, parece que la edad de la Primera Fase deposicional estaría acotada dentro del Plioceno. En este caso el desarrollo de semejante potencia de carbonatos (hasta 30 m) podría deberse a una combinación de ambas hipótesis, en el que dicha potencia podría explicarse como proporcional al tiempo transcurrido, junto con un aporte abundante de carbonato; todo ello quizá magnificado por una evolución desde un ambiente de tipo abanico deltaico que facilitase la circulación de carbonatos (Ver apartado 4.4.3.1.). EDAD CUENCA DEL GUADALENTÍN (Harvey, 1990; Silva et al., 1992, Silva, 1994) ESTADIO DE DESARROLLO DE CALCRETA (Machette, 1985) BORDE SUR CUENCA DE MÁLAGA (en este trabajo) WÜRM HOLOCENO Sin desarrollo edáfico Estadios III, II y I 3ª Fase deposicional (Sin desarrollo edáfico) PLEISTOCENO SUPERIOR 3ª Fase Deposicional Calcretas inmaduras Estadio IV no se han identificado PLEISTOCENO MEDIO 2ª Fase Deposicional Calcretas maduras Estadio V PLEISTOCENO INFERIOR 1ª Fase Deposicional 2ª Fase Deposicional PLIOCENO SUPERIOR Episodio 1a PLIOCENO INFERIOR Calcretas masivas Estadio VI 1ª Fase Deposicional Episodio 1b 102 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Por el contrario, se podría asumir que la edad de la Segunda Fase deposicional identificada en la Sierra de Mijas, donde el ambiente es claramente continental y la comparación con los abanicos del Sureste peninsular es más adecuada, es más moderna que la edad que se les asigna en relación al desarrollo de calcretas en el Sureste peninsular. Esta afirmación se basaría en la asunción de la segunda hipótesis anteriormente expuesta. En este sentido, justificaremos en los siguientes apartados la atribución a estos depósitos de Segunda Fase deposicional la edad más moderna dentro del rango asignado, es decir, Pleistoceno Medio, dada la naturaleza calcárea del área fuente favorable para el desarrollo de calcretas. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 103 4 4.2.4.- RASGOS MORFO-TECTÓNICOS DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS Una vez que los abanicos han sido cartografiados y caracterizados, se ha intentado evaluar la actividad tectónica del borde sur de la Cuenca de Málaga. Para ello se ha recurrido al estudio de índices morfométricos de los abanicos y a la identificación de morfologías que evidenciasen la existencia de fallas. 4.2.4.1.- Índices morfométricos de los abanicos Se analizan en este apartado las variaciones del área del abanico ( aA ) y la pendiente del abanico ( aP ) en relación con el área de la cuenca de drenaje cA . Como se detalló en el Apartado 4.2.2., existe una estrecha relación entre estos parámetros. Estas relaciones se han ajustado por medio de ecuaciones de regresión en abanicos estudiados en todo el mundo. En el caso de los abanicos que nos ocupan, la estimación de estas relaciones presenta ciertas dificultades, y los resultados que se obtienen han de ser interpretados en términos relativos dadas las condiciones restrictivas impuestas por las características del sistema sedimentario que se estudia. Estas restricciones son: − Una prolongada evolución sedimentaria del frente montañoso que se inició con un ambiente sedimentario de tipo abanico deltaico (fan-delta), y que continuó con una continentalización de la cuenca (Ver Apartado 5.4). − Un fuerte grado de incisión de la red de drenaje actual que ha erosionado una parte notable, pero difícil de cuantificar, de la extensión original de los abanicos. Esto ha condicionado que el valor del área del abanico estimado sea tomado como un valor mínimo. − La superposición de fases deposicionales y el solapamiento lateral de los distintos abanicos, sobre todo en la Segunda Fase deposicional, dificulta la individualización de cuerpos concretos asociados a un único área de drenaje. Conscientes de estas restricciones se han determinado las ecuaciones de regresión para los abanicos considerados, tanto para la relación Aa vs Ac, como para la relación Pa vs Ac (Figura 4.15a y b) con los valores que se muestran en la Tabla 4.2. 104 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Tabla 4.2. Valores tomados para el análisis morfométrico de los abanicos de la Sierra de Mijas Figura 4.15. Ecuaciones de regresión simple en la que se relacionan las áreas de las cuencas de drenaje con el área (a) y la pendiente (b) de los abanicos analizados. c) Mapa hipsométrico sombreado de la Sierra de Mijas sobre el que se localizan e identifican las áreas de drenaje de los abanicos. d) Perfil topográfico realizado sobre la línea de cumbres que se puede observar en el mapa. ABANICO Palomas Dehesillas Breña Zorreras Zapatero Area Drenaje (km2) 1,21 2,01 2,88 4,97 1,02 Area Abanico (km2) 5,66 8,24 3,58 4,15 2,72 Pendiente Abanico (%) 12,5% 7,1% 3,7% 5,2% 6,5% Pendiente Abanico (º) 7 4 2 3 3,5 SECTOR OCCIDENTAL SECTOR ORIENTAL ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 105 4 En el caso de la relación de áreas Aa vs Ac, se ha obtenido la siguiente ecuación: 04,0·4,4 ca AA = con un coeficiente de correlación muy bajo (R2=0,0036), lo que da una idea de la notable complejidad del frente analizado. No obstante, se ha visto que existe una buena correlación si se considera la sectorización del frente montañoso. De esta manera se han obtenido unas ecuaciones de regresión que tienen la siguiente expresión: 74,0·9,4 ca AA = , para los abanicos pertenecientes al Sector Occidental 26,0·7,2 ca AA = , para los abanicos pertenecientes al Sector Oriental en ambos casos con un coeficiente de correlación (R2=1), lo que es lógico en el caso del Sector Occidental, ya que solamente hay dos puntos que correlacionar, pero que es significativo en el caso del Sector Oriental, donde los pares de valores de los tres abanicos analizados se alinean perfectamente, a pesar de los inconvenientes mencionados anteriormente. Los parámetros definidos a partir de las ecuaciones de regresión muestran unos valores que encajan con cierto margen de tolerancia dentro de los valores típicos de abanicos (Ver apartado 4.2.2.). No obstante, más allá de la valoración de estos parámetros en términos absolutos, resulta más interesante su valoración desde el punto de vista relativo entre ambos sectores. Así, lo que muestran estos parámetros y su representación según las ecuaciones de regresión en cada sector es que el Sector Occidental presenta una mayor área de abanico para igual área de cuenca de drenaje que el Sector Oriental. Además, el Sector Occidental presenta un mayor grado de variación de área de abanico con respecto a la variación del área de la cuenca de drenaje que el Sector Oriental. En el caso de la relación de la pendiente media del abanico con el área de la cuenca Pa vs Ac, se ha obtenido la siguiente ecuación: 44,0·09,0 −= ca AP con un coeficiente de correlación bajo (R2=0,40), lo que sigue evidenciando la complejidad del frente montañoso. Nuevamente se han buscado las ecuaciones que representasen a cada uno de los sectores, y se han obtenido: 12,1·15,0 −= ca AP , para el Sector Occidental 19,0·06,0 −= ca AP , para el Sector Oriental 106 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) En este caso el coeficiente de correlación es distinto para los dos sectores. Mientras que para el Sector Oriental tiene un valor de 0,30 (R2=0,30), para el Sector Occidental sigue siendo 1 (R2=1), ya que solamente hay dos puntos que correlacionar. Al igual que lo que ocurría con las relaciones de áreas, los parámetros definidos a partir de las ecuaciones de regresión muestran unos valores que encajan con cierto margen de tolerancia dentro de los valores típicos de abanicos, por lo que se realiza una valoración de estos parámetros desde el punto de vista relativo entre ambos sectores. Lo que señalan estos parámetros y su representación según las ecuaciones de regresión en cada sector es que el Sector Occidental muestra una mayor pendiente de abanico para igual área de cuenca de drenaje que el Sector Oriental. Además, el Sector Occidental presenta un mayor grado de variación de pendiente de abanico con respecto a la variación de área de la cuenca de drenaje que el Sector Oriental. Del análisis conjunto de las relaciones Pa vs Ac y Pa vs Ac se puede observar un comportamiento distinto en cuanto a la generación de abanicos entre el Sector Occidental y el Sector Oriental. Estas diferencias las atribuimos a una distinta evolución tectónica del frente montañoso, ya que tanto la litología del área madre (mármoles triásicos del Complejo Alpujárride) y estructura, como la influencia del clima, son comunes. El Sector Occidental se caracteriza por presentar abanicos con mayor área y pendiente que el Sector Oriental. Además, el Sector Occidental muestra un mayor grado de variación de estos parámetros respecto al área de drenaje. Estas variaciones son significativas, y se identifican claramente los dos sectores en los gráficos de la Figura 4.15. A pesar de ser conscientes del escaso número de abanicos susceptibles de ser analizados (lo que hace que el tratamiento estadístico pueda ser debatible), se alcanzan resultados coherentes con el resto de observaciones realizadas en esta Tesis, por lo que los resultados obtenidos de esta metodología, sin ser determinantes en este caso, se han considerado como un indicio más, que ha ayudado a interpretar la evolución de la zona. Las características morfométricas obtenidas en este apartado, junto con las observaciones sedimentarias y estratigráficas detalladas en los apartados anteriores, hacen que consideremos los abanicos del Sector Occidental equivalentes a los abanicos de Tipo III descritos por Silva et al. (1992) y Silva (1994) (ver Figura 4.6), es decir, abanicos telescópicos con agradación progradante no conservativa, dominados por superficies antiguas y procesos de debris-flow, que necesitan para su desarrollo un relieve y pendiente de la cuenca de drenaje altos. Ello implica un proceso de sedimentación desarrollado en el marco de una reactivación tectónica del relieve del área fuente. Así mismo, consideramos los abanicos localizados en el Sector Oriental como equivalentes a los abanicos de Tipo I descritos por Silva et al. (1992) y Silva (1994) (ver Figura 4.6). Estos abanicos se caracterizan por el dominio de facies tipo sheet-flow y superficies ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 107 4 modernas generadas por superposición en agradación progradante conservativa (abanicos no telescópicos) cuyas cuencas de drenaje presentan una pendiente y un relieve bajo. Por lo tanto, los abanicos del borde norte de la Sierra de Mijas muestran una morfología distinta dependiendo del sector en el que se localicen. Esto apoya un comportamiento distinto en cuanto a actividad tectónica entre los dos sectores identificados. Así, los abanicos del Sector Occidental necesitan de un rejuvenecimiento de los relieves del área fuente para su desarrollo, lo que no ocurre en Oriental. Esta variación en el relieve de la Sierra de Mijas, puede observarse en el perfil longitudinal realizado a lo largo de la línea de cumbres (Figura 4.15c y d), que apoya un levantamiento relativo del Sector Occidental con respecto al Oriental. 4.2.4.2.- Estructuras tectónicas Apoyándonos en lo visto hasta ahora, y tras el estudio pormenorizado de la morfología de esta zona y el análisis de la foto aérea, se han identificado como estructuras tectónicas principales dos fallas con una dirección NE-SO que hemos denominado Falla del Acebuchal y Falla de los Alamillos (Figura 4.16). En el Mapa Neotectónico de España escala 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998) aparecen dos fallas con una localización similar a las que nosotros identificamos, aunque ni la traza cartográfica ni la cinemática de aquellas coincide con nuestra interpretación. Figura 4.16. Interpretación tectónica de la vertiente norte de la Sierra de Mijas en la que se observa un bloque levantado delimitado por fallas con una dirección aproximada NE-SO. 108 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Falla del Acebuchal La falla del Acebuchal separa los dos sectores bien diferenciados en los que se divide la vertiente N de la Sierra de Mijas. Esta falla eleva el bloque noroccidental con respecto al suroriental y tiene una traza cartográfica con una dirección general N43ºE. La longitud total de la falla se puede estimar en unos 11 km, que corresponden al segmento de falla de unos 5 km que afecta a los sedimentos de la cuenca más otro segmento que se continúa hacia la sierra (Ver apartado 4.4.4.6.). No se ha identificado el plano de falla en el terreno debido al carácter homogéneo y masivo de los materiales a los que afecta (conglomerados de los abanicos) que carecen de marcadores de la deformación. Tampoco se ha podido identificar en las margas y areniscas pliocenas dada su gran erosionabilidad, por lo que la traza ha sido inferida en base a los desplazamientos de las superficies de abanicos que se encuentran a un lado y a otro de esta falla y a la lineación morfológica del valle en el que se encaja el Arroyo del Acebuchal. La cota topográfica que tienen los abanicos de la segunda fase deposicional del Sector Occidental con respecto a los del Sector Oriental en un perfil topográfico, muestra el levantamiento relativo del Sector Occidental respecto al Sector Oriental (Figura 4.16). Este desnivel entre ambos sectores lo interpretamos como el desplazamiento vertical relativo producido desde que se depositaron los sedimentos pliocenos que subyacen a los abanicos. Para ello consideramos que la tasa de erosión de los depósitos marinos pliocenos ha sido similar a un lado y al otro de la falla, por lo que podemos estimar que el desplazamiento vertical de esta falla es de unos 100 m sin que se haya podido observar ningún rasgo que indique movimientos en la horizontal. Con este desplazamiento post-Plioceno, se le puede asignar una tasa de movimiento en la vertical mínimo de 0,021 m/ka desde hace ~4,7 Ma hasta la actualidad. No existió continuidad topográfica entre los abanicos del episodio 2b del Sector Occidental y los del episodio 2B del Oriental (Figura 4.17), es decir, la falla ya había afectado el nivel de base de los depósitos aluviales cuando estos se depositaron, quedando en cierto modo como depósitos aterrazados. Posteriormente, y en continuidad con su cinemática, la falla del Acebuchal corta uno de los abanicos de la Segunda Fase deposicional del Sector Oriental (2B) (Ver Figura 4.16 y Figura 4.17). Esto nos permite estimar una tasa de movimiento vertical para esta falla desde el Pleistoceno Inferior-Medio. Para ello se ha calculado el desplazamiento vertical de esta falla comparando el desplazamiento de la superficie deposicional del abanico que es cortado por ella (Figura 4.18) ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 109 4 Figura 4.17. Vista en perspectiva del modelo digital del terreno con la escala vertical exagerada para facilitar la interpretación. La vista está tomada desde el NE hacia el SO e incluye las superficies de los abanicos de la Segunda Fase deposicional en la que se puede ver como los depósitos aluviales del Sector Oriental (a la izquierda) se encuentran sobre un nivel de base inferior a los del Sector Occidental (a la derecha). Además se observa como la Falla del Acebuchal corta uno de los abanicos del Sector Orienta (2B). En el perfil topográfico de la Figura 4.18 se puede observar como la superficie más septentrional se encuentra elevada con respecto a la meridional. Para la estimación del movimiento en la vertical se han considerado dos hipótesis: una en la que se considera la superficie deposicional del abanico es plana, lo que implica un movimiento rotacional de la falla (Figura 4.18C) ya que el desplazamiento vertical varía dependiendo de donde se tome la medida; y la otra hipótesis consiste en tomar las superficies de los abanicos como superficies cóncavas a las que se les ha ajustado una curva de regresión definida por una ecuación exponencial que ofrece valores prácticamente idénticos para ambas superficies analizadas (Figura 4.18D). De esta manera, el desplazamiento vertical entre ambas superficies permanece constante en la zona de falla y no es necesaria la componente rotacional de la falla. En nuestra opinión esta última opción es la más adecuada para el cálculo del desplazamiento vertical de la falla dadas las características de los abanicos descritas en los apartados anteriores y de la traza rectilínea de la falla, por lo que estimamos un desplazamiento vertical final de 44m. 110 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Figura 4.18. Estimación del desplazamiento vertical de la Falla del Acebuchal desde el Pleistoceno Inferior-Medio en base al desplazamiento de la superficie deposicional del abanico del episodio 2B del Sector Oriental. A) Mapa de localización del perfil topográfico analizado (P-P’). B) Perfil topográfico (P-P’). C) Cálculo del desplazamiento vertical de la falla considerando superficies planas y movimiento rotacional de la falla. D) Cálculo del desplazamiento vertical considerando superficies cóncavas que se ajustan a una recta definida por una ecuación exponencial sin que sea necesario considerar movimiento rotacional en la falla. Ver texto para más detalles. En cuanto a la edad de los depósitos a los que afecta la Falla del Acebuchal, ha sido asignada como Pleistoceno Inferior-Medio (ver apartado 4.2.3.3.). De esta manera la tasa de movimiento vertical media de esta falla desde entonces tiene un valor mínimo entre 0,02 y 0,05 m/ka, pudiendo llegar a valores de décimas de metros si consideramos edades dentro del Pleistoceno Medio. En nuestra opinión el valor más representativo nos parece más cercano a los 0,05 m/ka, quizá algo superior pero sin pasar nunca de la décima de m/ka, ya que los depósitos afectados corresponden a un segundo episodio dentro de la Segunda Fase deposicional, lo que implica una edad intermedia dentro del rango asignado para esta fase. Por lo tanto, consideramos que el desplazamiento que se ha calculado de 44 m corresponde al desplazamiento vertical de la falla desde la base del Pleistoceno Medio (0,781 Ma). Por otro lado, y aunque el deposito tiene poca entidad cartográfica, se ha encontrado un afloramiento de materiales de abanico aluvial de la Primera Fase deposicional en el Sector Oriental, en la parte más cercana al Sector Occidental (Ver Figura 4.18). La base de este depósito se encuentra 65 m por debajo de la base de los depósitos más cercanos de la Primera Fase ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 111 4 deposicional del Sector Occidental al otro lado de la Falla del Acebuchal. En este caso no tenemos criterio para saber si en algún momento este depósito ha tenido continuidad lateral a un lado y a otro de la falla en ambos sectores, aunque siguiendo el razonamiento anteriormente expuesto y con una hipotética actividad de la falla desde la mitad del Zancliense, es muy posible que el material se depositase en cotas topográficas distintas de forma aterrazada, por lo que cualquier cálculo de tasa de movimiento conlleva un alto grado de incertidumbre. No obstante, se puede hacer un cálculo del tiempo desde el que la falla estaría actuando con una tasa de 0,05 m/ka (calculada para el periodo Pleistoceno Medio - Actualidad) para que se alcanzasen los 65 m de desplazamiento vertical (que sería máximo), obteniéndose una edad de 1,3 Ma, edad para la cual ya se habría depositado el abanico. De esta manera también podemos calcular una tasa de movimiento vertical de la falla de 0,01 m/ka para el periodo 4,7-1,3 Ma, es decir, para el Plioceno, que corresponde a un desplazamiento de 35 m (100 m – 65 m) para dicho periodo de tiempo. Por lo tanto, se puede concluir que la falla del Acebuchal tiene una actividad más baja durante el Plioceno (0,01 m/ka), produciéndose una aceleración desde el Pleistoceno (0,05 m/ka). Los valores alcanzados son valores lógicos y coherentes para el tipo de falla analizado y el ambiente tectónico en el que se ubican (e.g. Silva et al., 2003; Martínez Díaz, 2000). Además, este comportamiento de aceleración postpliocena concuerda bastante con las tendencias para estos periodos de la velocidad de levantamiento calculados por Schoorl y Veldkamp (2003) para la zona del Álora-Pizarra. Falla de los Alamillos La falla de los Alamillos se sitúa en el extremo occidental del sistema de abanicos aluviales y tiene una traza cartográfica con una dirección N40ºE (Figura 4.16). Esta falla afecta tanto a los depósitos pliocenos como a los abanicos del Sector Occidental, y se prolonga más hacia el Oeste afectando al basamento alpujárride (Ver apartado 4.4.4.6.). Esta falla eleva el bloque suroriental con respecto al noroccidental. No se ha identificado el plano de falla en el terreno, por lo que este movimiento ha sido inferido a partir de la interpretación geológica del análisis de la fotografía aérea y de la geomorfología, apoyado en los desplazamientos de las superficies de abanicos que se encuentran a un lado y a otro de esta falla y a la lineación morfológica erosiva que confiere a los abanicos (Figura 4.19) 112 Los Abanicos Aluviales del Borde Sur de la Cuenca (Sierra de Mijas) Figura 4.19. Estimación del desplazamiento vertical de la Falla de los Alamillos desde el Pleistoceno Inferior-Medio basado en el desplazamiento de la base deposicional del abanico del episodio 2a del Sector Occidental y la base del depósito 2’ situado más al oeste. Se muestra el mapa de localización del perfil topográfico analizado (Q-Q’) y el perfil topográfico donde se puede estimar un desplazamiento vertical de la falla de unos 40 m. Ver texto para más detalles. La cota topográfica que tiene la base de los abanicos de la segunda fase deposicional del Sector Occidental con respecto a la cota que tiene la del depósito designado como 2’ situado más al Oeste, difiere en unos 40 m (Figura 4.19). Este desnivel entre ambos depósitos lo consideramos como el desplazamiento vertical total aparente producido desde que se depositaron los sedimentos aluviales que conforman los abanicos. Con este desplazamiento vertical producido después del depósito de edad Pleistoceno Inferior-Medio, a la Falla de los Alamillos se le puede asignar una tasa de movimiento en la vertical mínimo de 0,021 m/ka, suponiendo una edad del depósito de base del Pleistoceno Inferior. No obstante, y dado el amplio margen de incertidumbre que tiene el método de asignación de edades que se han utilizado en este trabajo (Ver Apartado 4.2.3.3), estos valores pueden alcanzar hasta varias décimas de m/ka para el techo del Pleistoceno Medio. En comparación con los valores obtenidos para la Falla del Acebuchal, y por la dirección y longitud de ambas fallas, nos parece que el valor más adecuado de tasa de movimiento vertical para la Falla de los Alamillos está en torno a los 0.05 m/ka desde hace 0,78 Ma hasta la actualidad, es decir, desde la base del Pleistoceno Medio hasta la actualidad. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 113 4 4.2.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES Se han analizado los depósitos sedimentarios y los rasgos morfotectónicos del borde sur de la Cuenca de Málaga, identificándose una serie de depósitos aluviales (ocasionalmente lacustres) en los que hemos diferenciado tres fases deposicionales. A cada una de estas fases se les han asignado las siguientes edades: 1ª Fase Deposicional Plioceno 2ª Fase Deposicional Pleistoceno Inferior-Medio 3ª Fase Deposicional Pleistoceno Superior-Holoceno Las fases deposicionales no se distribuyen de manera uniforme la lo largo del frente, si no que lo hacen según dos sectores bien diferenciados: el Sector Oriental y el Sector Occidental. De la distribución y superposición de fase deposicionales y del análisis morfométrico de los abanicos se deduce un comportamiento tectónico distinto entre los dos sectores identificados. El Sector Occidental presenta una reactivación del relieve del área fuente, mientras que el Sector Oriental no presenta indicios de actividad tectónica significativa. La articulación de la diferencia en actividad tectónica de sendos sectores se realiza por medio una falla en dirección N43ºE denominada en esta Tesis Falla del Acebuchal, que eleva el Sector Occidental respecto al Oriental. Esta falla afecta tanto a la Sierra de Mijas como a los abanicos aluviales de la cuenca, cuantificándose una tasa de movimiento vertical mínimo de 0.01 m/ka para el Plioceno y de 0,05 m/ka desde el Pleistoceno Medio. Cuasiparalela a esta falla, en el extremo occidental del sistema de los abanicos aluviales se ha identificado otra falla de similares características a la anterior, y que en esta Tesis hemos denominado Falla de los Alamillos, para la que se ha calculado una tasa de movimiento vertical mínimo de 0,05 m/ka desde el Pleistoceno Medio. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 115 4 4.3.- DEFORMACIÓN NEOTECTÓNICA DEL SECTOR CENTRAL DE LA CUENCA Desde hace algunos años el estudio del crecimiento de estructuras de deformación geológicas durante tiempos recientes (post miocenos) presenta especial interés para la comprensión de la velocidad de los procesos de generación y posterior degradación de las morfoestructuras y, a una más amplia escala, del paisaje mismo. La formación y crecimiento de estructuras, ya sean pliegues o bloques levantados y basculados asociados a la actividad neotectónica (desde el Mioceno Superior), han sido relacionados asimismo con la actividad cosísmica recurrente asociada a grandes paleoterremotos a lo largo de millones de años (King et al., 1988). El objetivo principal de este apartado es estudiar la deformación neotectónica y la tectónica activa del sector central de la Cuenca de Málaga. En ella destaca la presencia de la Sierra de Cártama, un relieve constituido por materiales del sustrato alpujárride, de morfología alargada en dirección N70E en la que se ha identificado un plegamiento activo que afecta incluso a la dinámica fluvial del río Guadalhorce. Además, se señala existencia de un posible anticlinal que formaría el alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce en base a la similitud en varios aspectos morfológicos con el pliegue de la Sierra de Cártama, con el que formaría un sistema de pliegues en-echelon. 116 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca 4.3.1.- METODOLOGIA Para el estudio de la deformación neotectónica y la tectónica activa del sector central de la Cuenca de Málaga se ha confeccionado una cartografía geológica de la Sierra de Cártama y sus alrededores sobre una base topográfica a escala 1:25.000. En esta cartografía se ha prestado especial atención a los materiales pliocenos que, junto con los depósitos pleistocenos, rodean la Sierra de Cártama. Para ello, inicialmente se han analizado con detalle las unidades de edad pliocena y cuaternaria cartografiadas en el mapa geológico de la serie MAGNA escala 1:50.000 (Álora-1.052). A continuación se realizó una interpretación de la fotografía aérea a escalas 1:18.000 y 1:20.000, prestando igualmente especial atención a los mismos materiales. Además, se han llevado a cabo varias campañas de campo en las que se han tomado datos lito-estratigráficos y estructurales. A su vez, se ha realizado un análisis morfológico y topográfico, tratando de identificar los aspectos más característicos que presentan este tipo de estructuras (Ver Apartado 4.2.2.), para lo que se ha recurrido al modelo digital del terreno del Instituto de Cartografía de Andalucía que contiene datos de altura topográfica distribuidos según una malla regular compuesta por celdas unitarias cuadradas de 20 m de lado. Sobre este modelo se han realizado diferentes perfiles topográficos que han permitido identificar los rasgos morfológicos asociados a la actividad tectónica. Por otro lado, se ha realizado un análisis morfológico la red de drenaje. A escala de detalle, se ha intentado buscar indicios de propagación tanto vertical como lateral de los pliegues; mientras que a escala regional se ha analizado el perfil longitudinal del valle del río Guadalhorce y las variaciones de la sinuosidad de su cauce para identificar aspectos asociados a la actividad del pliegue de la Sierra de Cártama. Además, se ha analizado el encajamiento del río Guadalhorce en sus propios sedimentos como indicador de actividad tectónica. Por último, se ha analizado la morfología y la red de drenaje del alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce con la misma metodología que en la Sierra de Cártama. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 117 4 4.3.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS ASOCIADOS A PLIEGUES ACTIVOS Cualquiera de los diferentes aspectos que conforman el paisaje en su amplio sentido: gemorfología, dinámica fluvial, estructura, topografía, geometría de la red de drenaje, estratigrafía, es sensible al plegamiento de la superficie terrestre (e.g.: Rockwell et al., 1988; Burbank et al., 1996; Mueller y Talling, 1997; Keller et al., 1999; Delcaillau, 2001). Pero quizá el aspecto más sensible a este tipo de deformaciones sea la geometría y la dinámica de la red de drenaje, ya que responde de forma significativa a movimientos tectónicos por pequeños que éstos sean. La afección a la red de drenaje es clave para definir una deformación como un proceso de tectónica activa (Schumm et al., 2000). Para el análisis de la red de drenaje Jackson et al. (1996) enumeran una serie de puntos que sintetizan casi por completo las características de ésta en relación con el crecimiento de pliegues: 1. Si la divisoria de drenaje, generalmente correlacionable con el pliegue, es perpendicular a los canales principales de los flancos levantados (Figura 4.20) entonces la red de drenaje es susceptible de ser consecuencia del desarrollo del pliegue. Si no lo es, la red podría ser anterior, predatando el crecimiento de la estructura. Figura 4.20. Mapas y bloques diagrama de desarrollo de la red de drenaje en relación con el crecimiento asimétrico de pliegues activos. (A) Taieri Ridge y (B) Rock and Pillar Range, Nueva Zelanda (Modificada de Jackson et al., 1996). Véase texto para detalles. 118 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca 2. Si la asimetría de la red de drenaje no se refleja en la asimetría de la topografía (Figura 4.20) entonces puede haber otra explicación estructural. 3. La posición de valles colgados (wind gaps) en la divisoria de aguas es determinante a la hora de identificar tanto la edad relativa de la estructura como la dirección de propagación de esta (Figura 4.21). Figura 4.21. A la derecha bloque diagrama esquemático de la evolución de la red de drenaje en relación a la propagación lateral del plegamiento. A la izquierda se representan los distintos estados evolutivos en la generación de wind gaps Generados por dicha propagación. (Modificada de Jackson et al., 1996). Véase texto para detalles. 4. Cuando existen canales previos a la estructura que ahora la atraviesan en valles encajados, la asimetría de sus áreas de drenaje aguas arriba puede indicar la dirección de propagación del plegamiento (Figura 4.22). Figura 4.22. Bloque diagrama esquemático de la evolución de la red de drenaje en un sistema montañoso escalonado en el que se observa el control de la estructura en la asimetría del área de drenaje. Atendiendo a este patrón, la falla 2 es mas moderna que la falla 1. (Modificada de Jackson et al., 1996). Véase texto para detalles. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 119 4 5. Los tramos longitudinales de los canales también pueden dar pistas sobre el crecimiento de estructuras tectónicas, en particular cuando el flujo es contrario a la tendencia regional o cuando incide sobre otras estructuras (Figura 4.21) Hay que recordar que el plegamiento de la superficie en muchos casos acomoda la deformación frágil que se produce en una falla oculta en profundidad. En función del tipo de falla y de su morfología se pueden encontrar diferentes tipos de pliegues en superficie (Delcaillau et al., 2007) (Figura 4.23). Figura 4.23. Bloques diagrama esquemáticos mostrando las relaciones existentes entre la morfología externa de anticlinales en superficie y diferentes tipologías de fallas en profundidad a las que pueden estar asociados (Modificada de Delcaillau et al., 2007). 120 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca 4.3.3.- ESTRUCTURA Y MORFOLOGÍA DE LA SIERRA DE CÁRTAMA. La Sierra de Cártama representa un relieve que alcanza los 400 m s.n.m. en el centro de la Cuenca de Málaga con una morfología alargada, de una longitud de 8 km, según la dirección N60- 70E (Figura 4.24). La sierra está formada por una unidad superior compuesta principalmente por mármoles (la misma unidad que forma los relieves de la Sierra de Mijas y la Sierra Blanca), y por una unidad inferior, formada por metapelitas, cuarcitas, anfibolitas y neises anfibólicos. Ambas unidades están incluidas dentro de la Unidad de Ojén, que forma parte de las unidades más bajas del Complejo Alpujárride en el contexto regional alpino de superposición de mantos (Ver apartado 2.4.1.1). En su extremo oriental afloran las peridotitas pertenecientes al Manto de Bermeja con una fuerte serpentinización que afecta a la práctica totalidad de la roca. Retazos de estas serpentinitas pueden encontrarse en pequeños afloramientos a lo largo de la vertiente norte de la sierra. Adosadas a la vertiente norte de la sierra se localizan unas areniscas y arcillas pertenecientes a la Formación Neonumídica de emplazamiento gravitacional durante el Burdigaliense (Bourgois, 1978). Sobre el extremo SE de la sierra se depositan unas calcarenitas bioclásticas, conglomerados y areniscas de edad Tortoniense, que formaría los primeros depósitos considerados como pertenecientes a la cuenca tal y como hoy en día la conocemos (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). Flanqueando tanto la sierra como los depósitos tortonienses, aparecen depósitos marinos de edad pliocena, formados principalmente por margas gris-azuladas y arenas cuarcíferas. En los afloramientos más próximos a los relieves, aparecen también los términos más groseros de esta formación pliocena, formada por conglomerados con cantos de composición variada (dependiendo de las rocas del área madre), y con granulometrías que llegan a incluir bloques decimétricos, incluso métricos, de marmol. Por encima de estos materiales se depositan durante el Plioceno Superior y/o Pleistoceno, ya en un ambiente continental árido, derrubios y coluviones que forman una superficie de glacis. Estos glacis presentan costras calcáreas que localmente pueden constituir caliches que los preservan de la erosión. La estructura de la sierra está definida por una antiforma con el eje orientado ENE-OSO. Dicha morfología viene definida por un pliegue anticlinal asimétrico tanto transversal como longitudinalmente, con un eje que presenta inmersión tanto hacia el OSO como hacia el ENE. La asimetría transversal está controlada por la existencia de un flanco corto de buzamiento elevado al NO y un flanco largo más tendido hacia el SE (Figura 4.25y Figura 4.26). ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 121 4 Fi gu ra 4 .2 4 . M ap a ge ol óg ic o de l a Si er ra d e Cá rt am a so br e m od el o di gi ta l de l te rr en o so m br ea do a l qu e se h a su pe rp ue st o la r ed f lu vi al [ R ea liz ad o a pa rt ir de c ar to gr af ía d e ca m po , in te rp re ta ci ón d e fo to gr af ía a ér ea y d at os t om ad os d e Tu bí a et a l. (1 99 7) y C ha có n y Q ui nq ue r (1 97 8) ]. 122 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Figura 4.25. Corte geológico trasversal a la Sierra de Cártama. Este corte es representativo de la estructura de la sierra, en el que se pude apreciar como la asimetría topográfica está condicionada estructuralmente por un pliegue anticlinal. La ubicación del corte se localiza en la Figura 4.24 entre los puntos U-U’. Las unidades se corresponden con la leyenda de dicha figura. (FNBA: falla normal de bajo ángulo) Figura 4.26. Vista panorámica de la Sierra de Cártama desde el Oeste. La estructura del pliegue en cuanto a los materiales de basamento queda definida a partir de las medidas de estratificación/foliación que presentan los materiales metamórficos que constituyen la sierra (Chamón y Quinquer, 1976). Así, los mármoles de la Unidad de Ojén que conforman los mayores resaltes de la sierra aparecen en el flanco norte con altos buzamientos, llegando a estar verticalizados y en algunos puntos incluso invertidos, mientras que en el flanco sur no superan los 35º de buzamiento. No obstante, estos materiales presentan pliegues de longitud de onda menor con ejes incluso perpendiculares al eje del pliegue principal. Estos pliegues menores se consideran previos al plegamiento neotectónico de la sierra. A pesar de esta complejidad estructural a escala local, llama la atención la linealidad de la vertiente norte que conforma el flanco septentrional del pliegue (Figura 4.24 y Figura 4.26). En esta vertiente la dirección de la ladera difiere en varios grados de la de los mármoles que forman el flanco, llegando incluso a cortarlos casi perpendicularmente, como sucede, por ejemplo, en el paraje de La Vaquilla, al Este de Cártama. Esta disarmonía entre orografía y litología se debe a que lo que realmente define la morfología tanto del flanco como de la vertiente norte de la sierra es una falla. Ésta la interpretamos como una de las fallas normales de bajo ángulo (FNBA) con transporte hacia ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 123 4 el N del bloque de techo que actuaron en el Oligoceno Superior (González Lodeiro et al., 1996, Balanyá et al., 1997; Tubía et al, 1997) o en el Mioceno Inferior (García Dueñas y Martínez Martínez, 1988; García Dueñas et al., 1992) (Ver Apartado 5.1.). Esta falla deja retazos de peridotita sepentinizada a lo largo de la vertiente norte, y se continua en la terminación periclinal más abrupta del extremo oriental donde afloran con potencias más significativas. El hecho de que esta falla aparezca en los bordes norte y este de la Sierra de Cártama es reflejo del plegamiento posterior del plano de falla durante la etapa de formación de pliegue que conforma la sierra, y en ningún caso afectaría a la sedimentación neógena de la cuenca. Existen en el interior de a sierra una serie de fallas menores con una longitud en torno a un kilómetro que acomodan de manera frágil la deformación por el plegamiento. Estas fallas son de buzamiento alto y articulan movimientos diferenciales en la vertical entre bloques individualizados con saltos que pueden llegar a ser decamétricos. Aunque se presentan con orientaciones variadas, predominan las N-S con un amplio rango de variación. Estas fallas podrían estar afectando a los materiales pliocenos (al menos en la parte norte), ya que las consideramos bastante recientes debido a que llegan a condicionar la morfología de la sierra, controlando el hundimiento de la parte central del pliegue (Figura 4.27). Este tipo de fallas han sido descritas en la propia Cuenca de Málaga (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991), así como en otras sierras de la Cordillera Bética en unos términos semejantes (e.g.: Sanz de Galeano et al., 1985; Martínez- Díaz, 1998). La visión en planta del pliegue (Figura 4.24) permite identificar claramente una terminación periclinal occidental bien definida debido a la inmersión del eje del pliegue bajo los depósitos terciarios. La terminación oriental está peor definida y es más abrupta. Aquí, está controlada por una estructura NNO-SSE que condiciona el afloramiento de los mármoles del basamento así como su buzamiento hacia el ENE. Este límite presenta también un importante gradiente gravimétrico en la misma dirección NNO-SSE (Ver Apartado 3.2). La estructura anticlinal definida a partir de los materiales que forman la sierra se correlaciona muy bien con la morfología del relieve que ésta presenta en la actualidad. Por un lado se observa una sierra que presentan una vertiente norte con altas pendientes, ríos muy encajados y de corto recorrido, en contraste con la vertiente sur, donde las pendientes son más suaves, los ríos no están tan encajados y su longitud es mayor. Para analizar la relación de la morfología con la estructura tectónica se han realizado varios perfiles topográficos transversales a la dirección de la sierra utilizando los modelos digitales del terreno, en los se puede apreciar la asimetría en cuanto a la pendiente de la vertiente norte respecto a la vertiente sur. Esta asimetría queda reflejada en el corte geológico esquemático de síntesis de la Figura 4.25. La semejanza de la morfología con la estructura geológica no solamente se observa en la asimetría trasversal, si no que también se puede observar en la asimetría longitudinal, donde la 124 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca terminación periclinal por su extremo occidental se corresponde con una disminución del relieve hasta desaparecer. Así, también se ha realizado un perfil topográfico longitudinal a la estructura (Figura 4.27). En este perfil se aprecia que la máxima altura del pliegue se alcanza en su sector centro-oriental (Punto e de la Figura 4.24 y 4.27), ahora parcialmente erosionado. En el tercio occidental de la sierra se observa una serie de valles fluviales (Puntos a y b de la Figura 4.24 y 4.27) que se disponen de forma escalonada bajando de cota hacia el oeste hasta que la línea del eje del pliegue intersecta con la depresión de Rio Fahala (afluente del Guadalhorce). Figura 4.27. Perfil topográfico longitudinal de la Sierra de Cártama. La ubicación del corte se localiza en la Figura 4.24 entre los puntos V-V’ Los puntos a, b, c, d y e coinciden con los que aparecen dicha figura. Ver texto para más detalles. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 125 4 4.3.4.- ACTIVIDAD TECTÓNICA DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA El mero hecho de que la morfología del relieve de la sierra se vea condicionada por la estructura tectónica que la forma, como se ha visto en el apartado anterior, se podría considerar como un indicio en si (aunque no suficiente) de actividad tectónica reciente. Los procesos tectónicos que generan el relieve tienen una velocidad de actuación mayor que la de los procesos erosivos actuales que modelan dicho relieve (Keller y Pinter, 1996). No obstante, además de las evidencias morfológicas, existen una serie de indicadores neotectónicos y de tectónica activa relacionados con el pliegue de la Sierra de Cártama. 4.3.4.1.- Tectónica post-pliocena Se han identificado una serie de indicadores estructurales de edad intra o post-pliocena que afectan a los sedimentos pliocenos marinos que rodean la sierra. En general, estos depósitos presentan una disposición horizontal en toda la cuenca, a excepción de algunos puntos significativos que se encuentran en las inmediaciones de la sierra. La zona marcada como c en las Figuras 4.24 y 4.27 corresponde con un antiguo valle colgado que atraviesa de lado a lado la terminación periclinal del pliegue en su extremo occidental. En este punto, coincidiendo con la traza del eje del pliegue, se observan los depósitos pliocenos marinos detríticos deformados en una geometría de pliegue asimétrico muy abierto que se encuentra cubierto en discordancia por los depósitos aluviales (glacis y conos de deyección) plio- cuaternarios. Los buzamientos de ambos flancos son muy tenues, no sobrepasando en su flanco más inclinado (hacia el Norte) los 10º-12º, mientras que en el Sur son de 6º-7º. En esta zona también se han identificado fallas y fracturas extensionales con dirección subparalela a la traza del eje del pliegue que muestran una actividad sinsedimentaria intrapliocena. Por otro lado, a lo largo del flanco norte de la Sierra de Cártama, en las inmediaciones del pueblo de Cártama, se han observado estos mismos depósitos con una inclinación de hasta 30º hacia el N en las margas y areniscas (Figura 4.28) y de 26º en las facies proximales más groseras (Figura 4.29). De igual manera, en la vertiente sur (al Oeste de la pedanía de Torre Alquería), los materiales pliocenos depositados directamente sobre los mármoles presentan un buzamiento de 17º-18º hacia el SSE (Figura 4.30). 126 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Figura 4.28. Fotografía general y de detalle en las que se aprecia el buzamiento de 30º hacia el N de los materiales pliocenos en contacto con los mármoles de la vertiente norte de la Sierra de Cártama. Tomadas al Oeste del pueblo de Cártama. Figura 4.29. Fotografía en las que se aprecia el buzamiento hacia el N de 26º de los materiales pliocenos conglomeráticos en la vertiente norte de la Sierra de Cártama. Tomada al Este del núcleo urbano de Cártama. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 127 4 Figura 4.30. Fotografía en las que se aprecia el buzamiento hacia el S de 18º de los materiales pliocenos conglomeráticos pegados a los mármoles de la vertiente sur de la Sierra de Cártama. Debajo se representa una interpretación de las unidades que aparecen en la foto. Tomada al Oeste de la pedanía de Torre Alquería. Esta disposición de los materiales pliocenos directamente depositados en discordancia erosiva sobre las unidades que forman la sierra la interpretamos como respuesta a un basculamiento de los materiales adosados a ambos flancos del pliegue. Atendiendo al valor de los buzamientos de estos depósitos, se puede observar una asimetría N-S en la que los materiales situados en el flanco Norte buzan más que los situados en el flanco Sur. Por otra parte, también se identifica una asimetría longitudinal del pliegue. Los buzamientos son mayores en la parte oriental que en la terminación periclinal occidental. Esta disposición de los materiales pliocenos es coherente con la estructura anticlinal del pliegue, lo que apoya una continuidad en su crecimiento después de su depósito, que está datado como Plioceno Inferior (Guerra Merchán et al., 2000). 128 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Se ha calculado geométricamente la evolución del pliegue desde el Plioceno Inferior, para poder estimar tanto tasas de levantamiento de la sierra como de acortamiento en la horizontal asociados a esta estructura (Figura 4.31). Figura 4.31. Cálculo de tasas acortamiento horizontal y de levantamiento en la parte central de la Sierra de Cártama en base a la reconstrucción geométrica de la disposición de los depósitos pliocenos a ambos lados de la sierra. El perfil topográfico representado por la línea gris corresponde al perfil utilizado para realizar el corte geológico de la Figura 4.25. Para ello se ha analizado un perfil topográfico que pasaría por el pueblo de Cártama y que equivaldría al corte U-U’ de la Figura 4.25. Para realizar esta estimación se ha asumido que los afloramientos que se encuentran tanto a un lado como a otro de la sierra muestran el mismo nivel de registro estratigráfico de la formación pliocena. La cota de afloramiento en la actualidad difiere en 30 m de un lado al otro de la sierra (más alta en el lado S). En el perfil analizado se han situado los depósitos pliocenos marinos con los buzamientos que se han medido en campo a cada lado de la sierra. Desde el punto de contacto de dichos materiales con los mármoles se han trazado líneas de igual buzamiento hacia el interior de la sierra, formando un pliegue cuya charnela se ha adaptado a una morfología coherente con la que presenta el plegamiento previo que involucra a los mármoles (Ver Figura 4.25). Este tipo de apretamiento y anchura de la charnela se ajustaría a un pliegue tipo E1-E2 de los definidos por Hudleston (1973). El levantamiento de la sierra desde el Plioceno Inferior hasta la actualidad permite calcular una tasa de levantamiento de 0,113 m/ka. Por otro lado, la restitución del pliegue hasta alcanzar una disposición horizontal de los depósitos pliocenos implicaría una tasa de acortamiento anual de 0,05 m/ka. Estos valores son representativos de las tasa de deformación de la parte central de la sierra (punto d en la Figura 4.24 y Figura 4.27). La asimetría longitudinal de la sierra implica que estas tasas varíen a lo largo del eje de anticlinal con valores que disminuirán hacia la terminación periclinal occidental, pero que tenderán a aumentar hacia el Este hasta alcanzar un máximo en la zona identificada como e en la Figura 4.24 y Figura 4.27. Figura 4.32. Red de drenaje de la Sierra de Cártama en la que se pueden ver las modificaciones que se introducen en el sistema debido a la actividad del plegamiento. Las flechas rojas marcan el giro de la red para rodear la sierra debido a la propagación lateral hacia el OSO del pliegue. En la parte baja se incluye el perfil topográfico longitudinal de la sierra donde se puede apreciar el escalonamiento de los valles en la terminación occidental, que llega a generar un valle colgado (wind gap). Ver texto para más detalles. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 129 4 4.3.4.2.- Tectónica activa El análisis de la morfología de la red fluvial es una de las herramientas más comunes y eficaces para la interpretación y cuantificación de aspectos relacionados con la tectónica activa (Schumm et al., 2000). En este apartado se analiza la red fluvial del entorno de la Sierra de Cártama, además de la morfología y dinámica fluvial del tramo bajo del río Guadalhorce a su paso por la Cuenca de Málaga con el objetivo de detectar signos de actividad tectónica reciente y/o actual relacionados con el pliegue estudiado. Análisis espacial de la red fluvial El modelo de red de drenaje que presenta esta sierra es marcadamente asimétrico (Figura 4.32). Los ríos y arroyos de la vertiente norte son más cortos que los de la vertiente sur, lo que implica una posición de la divisoria de aguas más hacia la vertiente norte. Además, se puede observar como los cauces se disponen perpendicularmente a ésta, además de al eje del pliegue, lo que implica que la red de drenaje esté claramente condicionada por la geometría de dicho pliegue (Jackson et al., 1996) 130 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Los canales de la vertiente sur tienden a bordear la sierra para pasar al lado norte y desembocar en el río Guadalorce, siguiendo un recorrido forzado por la geometría de la terminación periclinal del pliegue. Este giro tiende a disponer la red rodeando la parte baja de la sierra por su lado occidental. Así mismo, como ya se ponía de manifiesto en el perfil topográfico longitudinal en su extremo oeste, la elevación de los canales es mayor cuanto más hacia el interior de la sierra se encuentra, llegando incluso a dejar valles colgados y abandonados. Este es el caso del valle que queda colgado junto al extremo occidental del pliegue y que constituye un wind gap, es decir un antiguo valle que queda inactivo debido al levantamiento del pliegue (Figura 4.32, punto c). Esta geometría presenta bastantes analogías con el caso del pliegue de Wheeler Ridge (Mueller y Talling, 1997). Los afluentes del Guadalhorce marcados con las letras a y b en la Figura 4.32 sufren el mismo giro a cierta distancia de la zona donde el eje del pliegue se sumerge bajo los depósitos terciarios. Esto puede ser un indicio de deformación superficial reciente asociada a la propagación lateral de la terminación periclinal hacia el oeste. En la parte oriental de la vertiente sur la red de drenaje se está encajando en los materiales pliocenos y no se observan deflexiones como las anteriores. Análisis de la sinuosidad del Bajo Guadalhorce El delicado equilibrio existente entre los numerosos parámetros con los cuales se pude describir un sistema fluvial (anchura y profundidad del canal, pendiente y sinuosidad, velocidad de flujo, rugosidad, etc) hace que cualquier cambio en el entorno quede reflejado en el sistema (Keller y Pinter, 1996). Así, cambios en la pendiente del valle por el que discurre un río conlleva un cambio en la sinuosidad de su cauce (Schumm y Khan, 1972) (Figura 4.33). Figura 4.33. Relación entre la pendiente del valle y la sinuosidad del cauce fluvial (Schumm y Khan, 1972). En el río Guadalhorce se han observado variaciones de la sinuosidad que se pueden relacionar con un cambio de pendiente a lo largo de su cauce. Estas variaciones se analizan con el fin de buscar, y en su caso identificar y cuantificar posibles efectos de la actividad tectónica cuaternaria relacionada con el plegamiento de la Sierra de Cártama. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 131 4 El río Guadalhorce presenta un trazado cartográfico en forma de “C”. Su cabecera se encuentra al Norte de los Montes de Málaga y comienza discurriendo de Oeste a Este por terrenos del Trías de Antequera en el Subbético Interno, hasta llegar al desfiladero de los Gaitanes (paraje de El Chorro), donde atraviesa los macizos mesozoicos calizos Penibéticos y el curso toma una trayectoria general Norte-Sur. A partir de este tramo el río discurre sobre los materiales cuaternarios de su propia llanura de inundación, que inicialmente están depositados sobre los materiales pertenecientes a la unidad Neonumídica. En la parte más meridional la llanura se encuentra principalmente sobre los materiales marinos pliocenos de la Cuenca de Málaga. Es en esta cuenca donde el río efectúa sus últimos dos quiebros para discurrir Oeste-Este, paralelo a la Sierra de Cártama, y finalmente ONO-ESE hasta su desemboca en el Mar Mediterráneo al sur de la ciudad de Málaga (Figura 4.34a). Este apartado se centra en el análisis en detalle del tramo de río Guadalhorce que discurre por sus propios materiales cuaternarios de la llanura de inundación hasta su desembocadura. Se ha tomado este tramo por cumplir el criterio de homogeneidad de los materiales por los que el discurre el rio, ya que de esta manera se evitan posibles variaciones de los parámetros a analizar debidos a cambios litológicos. Para el análisis de la sinuosidad se ha dividido el tramo del río en 5 subtramos, a los que denominamos desde Tramo 1 hasta Tramo 5, empezando desde la desembocadura (Figura 4.34a). La diferenciación de estos tramos se ha basado en la separación de segmentos de distinta orientación general del río. Utilizando los mapas topográficos del IGN escala 1:25.000, se han calculado la sinuosidad para cada tramo, definida como la relación existente entre la longitud del canal y la longitud del valle por el que discurre. Los valores de sinuosidad se han representado en la Figura 4.34a. Atendiendo a la sinuosidad de cada tramo estudiado, se observa como ésta varía entre 1,28 y 1,49 (Figura 4.34a), valores coherentes con un río con carga en suspensión o mixta (Schumm, 1981). Hay que destacar que el valor de S1 (1,30) lo consideramos como un valor mínimo, ya que no se ha podido calcular con exactitud la longitud real del cauce debido a la importante acción antrópica que afecta a la desembocadura y que ha borrado casi por completo el trazado natural del río. Del análisis de la sinuosidad del río resulta significativo que el valor de sinuosidad disminuye notablemente en el Tramo 2 (S2) en comparación con los valores S5, S4 y S3 de los tramos aguas arriba. También es un valor menor que el del Tramo 1 (S1). Esta disminución la atribuimos a una pérdida importante de pendiente en el valle siguiendo el modelo propuesto por Schumm y Khan (1972) que se representa en la Figura 4.33. 132 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Figura 4.34. a) Trazado cartográfico del río Guadalhorce sobre modelo digital del terreno. Se muestran las divisiones en tramos realizadas para el análisis de la sinuosidad. Los valores de sinuosidad vienen designados como Sn para cada tramo “n”. b) Modelo digital del terreno sombreado y coloreado en el que se puede observar como la zona situada delante el flanco N de la Sierra de Cártama queda topográficamente deprimida. También se ha realizado un análisis de la topografía, para lo que se ha recurrido al modelo digital del terreno del Instituto de Cartografía de Andalucía que contiene datos de altura topográfica distribuidos según una malla regular compuesta por celdas unitarias cuadradas de 20 m de lado. Para realzar la morfología del sistema fluvial, la superficie se ha coloreado según una escala de grises en función de la altura topográfica, desde el nivel del mar hasta los 100 m s.n.m. según la escala de la Figura 4.34a. Para una mejor visualización de este aspecto se presenta en color la misma zona en la Figura 4.34b. Sobre esta base topográfica, y en relación a la morfología fluvial, se observa que el valle por el que discurre el río Guadalhorce experimenta una pérdida de pendiente significativa a lo largo del Tramo 2. Este hecho ha sido puesto de manifiesto también en el perfil longitudinal que se ha realizado a lo largo del valle por el que discurre el río (Figura 4.35). ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 133 4 Figura 4.35. Perfil longitudinal del valle del río Guadalhorce (en azul). Los tramos corresponden a los mismos de la Figura 4.34a. La línea gris representa la curva de equilibrio teórica del valle según una curva exponencial cóncava (Hack, 1973). Obsérvese como entre los tramos 2 y 3 se produce un importante descenso del perfil del valle, quedando el Tramo 2 con una pendiente mínima y por debajo del perfil de equilibrio teórico. Se ha comparado el perfil longitudinal del valle con un perfil teórico de equilibrio. Este perfil de equilibrio en términos generales puede describirse como una curva con un progresivo descenso de su gradiente aguas abajo que se ajusta a una curva exponencial cóncava (e.g.: Hack, 1973). Sin embargo, en el perfil real del valle se puede observar una anomalía en la distribución de pendientes desde aguas arriba hacía la desembocadura del río: el Tramo 3 tiene mayor pendiente que el Tramo 4 y el Tramo 5, para después pasar al Tramo 2 que es el que tiene el menor gradiente de pendiente, para terminar en un aumento de pendiente en el tramo final (Tramo 1). Además, se puede observar como el perfil real se encuentra por debajo del de equilibrio entre el Tramo 3 y el Tramo 2. Con el fin de encontrar evidencias en los depósitos del río que permitiesen contrastar estos cambios de pendiente, se realizó una exploración del cauce en los diferentes tramos, primeramente mediante el análisis de la ortofoto (escala 1:10.000 del Instituto de Cartografía de Andalucía), y posteriormente mediante una campaña de campo. Como resultado se puede concluir que el cauce del río es más ancho y está menos encajado en los tramos aguas arriba (Tramos 5, 4 y 3, e incluso en la parte media del Tramo 2) que en el extremo aguas a abajo del Tramo 2, donde el río se encaja más de 4 m en sus propios sedimentos sin tener apenas llanura de inundación (Figura 4.36). Esto es coherente con una mayor incisión erosiva en la parte final del Tramo 2 como resultado de la tendencia a mantener el perfil de equilibrio del río, que pasa en este punto (umbral topográfico) de tener un valle con baja pendiente (Tramo 2) a otro con mayor pendiente (Tramo 1). Estos resultados son coherentes con las observaciones morfológicas previas. 134 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Figura 4.36. En la parte baja de la figura se observan dos fotografías de los cauces del río Guadalhorce en distintos puntos de su curso. El cauce del río es más ancho y está menos encajado en los tramos aguas arriba (Izquierda) que en el extremo aguas a abajo del Tramo 2 (Derecha), donde el río se encaja más de 4 m en sus propios sedimentos sin tener apenas llanura de inundación. La localización de estas fotografías se sitúa con un círculo rojo en la ortofoto del tramo de río que se analiza, que a su vez están localizadas en el modelo digital coloreado de la parte superior de la figura y que es idéntico al de la Figura 4.34b. Por lo tanto, la pérdida de pendiente del valle en el Tramo 2 queda reflejada en la topografía (tanto en el mapa topográfico como en el perfil longitudinal del valle por el que discurre el río), disminuyendo su sinuosidad y favoreciendo su encajamiento en sus propios sedimentos. Esta anomalía la interpretamos como un indicio de la existencia de un movimiento tectónico reciente vertical coherente con una estructura sinclinal muy tenue asociada al plegamiento activo de la Sierra de Cártama (Figura 4.37). ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 135 4 Figura 4.37. Interpretación tectónica del tramo del río Guadalhorce que discurre paralelo a la Sierra de Cártama. El plegamiento de la Sierra de Cártama (eje del pliegue en rojo) afecta al valle del río formando un tenue sinclinal (eje del pliegue en naranja) lo que produce una disminución de la pendiente en este tramo y generando unos límites del valle bastante lineales y paralelos (líneas verdes). El eje de este sinclinal tendría una longitud similar al del anticlinal de la sierra, con unas terminaciones periclinales que produciría un hundimiento relativo en el valle tanto transversal como longitudinalmente. En la parte oriental de este tramo, y coincidiendo con un límite estructural de importancia relevante dentro de la cuenca (Ver Apartado 3.2), se observa en el mapa topográfico una zona elevada respecto al fondo del valle del Tramo 2 (marcado en tonos mas claros con una flecha como umbral topográfico en la Figura 4.37 y en tonos más marrones en la Figura 4.24b). Esta zona coincide con la que ha sido descrita por Linares et al. (1995) como “obstáculo paleogeográfico”, a partir del cual el espesor tanto de depósitos aluviales cuaternarios como el de los marinos pliocenos, es superior al que se observa aguas arriba. Este umbral lo interpretamos como la terminación periclinal del sinclinal propuesto en su extremo oriental. Otro rasgo significativo que se ha observado en la topografía es el la linialidad y el paralelismo de los bordes del valle a ambos lados del río en el segmento que discurre por el Tramo 2, (Figura 4.37), y que coinciden en dirección con la traza axial de los pliegues, tanto del anticlinal como del sinclinal. Esto lo interpretamos como la expresión topográfica del basculamiento relativo que se produce en ambos flancos de la sinforma que ha identificado. Todas estas observaciones en la dinámica y morfología fluvial y en la topografía nos hacen pensar que el pliegue que conforma la Sierra de Cártama permanece activo en tiempos recientes dentro del Cuaternario, y posiblemente en el la actualidad, ya que afecta a la dinámica del sistema fluvial vigente. 136 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca 4.3.5.- MODELO ESTRUCTURAL Y EVOLUTIVO DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA Atendiendo a los rasgos geomorfológicos y estructurales que se han expuesto, se propone una estructura que responde a un modelo de deformación reciente en el que la actividad progresiva de una falla en profundidad de componente inversa lleva asociada un pliegue asimétrico de acomodación en superficie (Figura 4.38) que sufre un progresivo crecimiento y propagación lateral hacia el Oeste. Figura 4.38. Bloque diagrama en el que se representa la morfología exterior de la Sierra de Cártama. Obsérvese como la red de drenaje rodea la terminación periclinal por el Oeste como consecuencia de la propagación lateral del pliegue. En la parte superior se representa un corte esquemático con la estructura interna del plegamiento asociado a una hipotética falla oculta de carácter inverso. Las líneas discontinuas que dibujan el pliegue representan únicamente líneas de isodeformación, en ningún caso se pretende hacerlas coincidir ni con estratificación, ni foliación, ni ninguna otra estructura planar. Este pliegue presenta un eje curvado con una terminación periclinal occidental con una geometría clásica, que parece haber ido migrando hacia el oeste en un movimiento de propagación lateral. La asimetría transversal, tanto de la morfología externa como de la estructura interna, se explicaría por la acomodación de la deformación producida por el avance de la estructura de SSE a NNO. La propagación lateral se evidencia, primeramente en el plegamiento de los materiales pliocenos que se encuentran en el punto c de las Figuras 4.24 y 4.27., y que en este punto presentan unos buzamientos menores que los que se encuentran en los afloramientos orientales. Además, la propagación lateral llega a afectar a la red fluvial actual, de modo que varios canales ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 137 4 fluviales han acomodado su cauce a la deformación impuesta por la sierra, rodeándola por su extremo occidental. La elevación de los cauces es mayor cuanto más hacia el interior de la sierra se encuentra el cauce, llegando incluso a dejar un valle abandonado (wind gap) (Figuras 4.27 y 4.32 , punto c ,y 4.38). Por otro lado, también hay que señalar que el punto de máxima elevación estructural del pliegue está desplazado hacia el Este en relación al punto medio longitudinal de la sierra (Figuras 4.24 y 4.27, puntos e y d, respectivamente). Este hecho indicaría un máximo de desplazamiento tanto en la vertical como en la horizontal del punto e, lo que explicaría, por un lado la asimetría longitudinal de altura de la sierra, que sería mínima en los extremos y máxima en el este punto, y por otro, la curvatura del eje del pliegue, que tendría su máximo avance también en este punto. En el lado oriental, la morfología del pliegue presenta un carácter más lineal y abrupto, con un cambio brusco en la dirección de las capas de mármol mostrando direcciones perpendiculares al eje del pliegue y buzamientos casi verticales. La orografía presenta unas características idénticas. Este cierre periclinal tan abrupto, lo interpretamos como a una morfología relacionada con la existencia de un límite estructural para la deformación, cuyo origen se discutirá en el Capítulo 5, y que no permite la propagación del pliegue hacia el E. En cuanto a la falla a la que estaría asociado este pliegue, como se ha visto en el Apartado 4.2.2, existen varias posibilidades. En ausencia de datos de prospección profunda, y atendiendo a la morfología externa del pliegue, éste tiene bastante similitud con el pliegue de Marand, en Iran (Delcaillau et al., 2007). El pliegue de Marand es un anticlinal de propagación de falla cuya geometría y localización en profundidad se ajusta al modelo de pliegue por propagación de falla propuesto por Suppe (1985). (Figura 4.39) Figura 4.39. A. Bloque diagrama esquemático mostrando la relación existente entre la morfología externa del anticlinal de Marand en superficie y la falla en profundidad a la que está asociado (Modificada de Delcaillau et al., 2007). Esta morfología se ajusta al modelo de pliegue de propagación de falla de Suppe (1985) (B). 138 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca Presenta una longitud de 15 km y ha desarrollado una red de drenaje asimétrica que se ve afectada también por su propagación lateral, desarrollando wind gaps que atraviesan el relieve generado por la deformación (Figura 4.40). Figura 4.40. Esquema morfotectónico y patrón de la red de drenaje del anticlinal de Marand (Delcaillau, 2007). Compárese con el pliegue de la Sierra de Cártama. Por este motivo, pensamos que el pliegue de la Sierra de Cártama podría definirse también como un anticlinal de propagación de falla. Esta falla sería inversa con un buzamiento bajo a muy bajo y dirección N60E que no aflora en superficie. Tendría una longitud aproximada de 8 km, con un movimiento del bloque de techo hacia el NNO, y con tendencia a propagarse lateralmente hacia el Oeste, mientras que queda limitada por el Este por el accidente de dirección NNO-SSE descrito anteriormente. Existiría por tanto un gradiente en el salto total de la falla que disminuye gradualmente hacia el oeste. Este salto podría estimarse en torno a 250 m en la horizontal con una tasa de desplazamiento anual de 0,05 m/ka desde el Plioceno Inferior, si consideramos el cálculo realizado para la estimación de la deformación de la sierra del Apartado 4.2.4.1, y el hecho de que la falla tenga un buzamiento bajo. En cuanto a la evolución temporal del pliegue, los primeros indicios de actividad apuntan a una edad pre-Tortoniense, ya que los sedimentos tortonienses que hoy encontramos al pie de la sierra en la parte suroriental se depositan en on-lap sobre la discordancia erosiva desarrollada en los materiales alpujárrides, lo que indica la existencia de un relieve previo. Esta datación relativa de la actividad del pliegue ya fue apuntada por Sanz de Galdeano y Lopez Garrido (1992), quienes también parecen sugerir una ausencia de dicha actividad posterior al depósito de los sedimentos tortonienses, ya que estos permanecen subhorizontales, si acaso con suaves buzamientos hacia el E, difíciles de distinguir de los deposicionales. Pero en realidad los depósitos tortonienses no se ven afectados por el plegamiento de la sierra, ya que se depositan al Este la estructura NNO-SSE que actúa de límite oriental del plegamiento, lo que mantiene los depósitos tortonienses fuera de la acción del plegamiento general de la sierra. Los datos y observaciones que se presentan en esta Tesis apuntan hacia una actividad posterior al tortoniense. Primeramente, se puede considerar que el plegamiento es activo con ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 139 4 posterioridad al Plioceno Inferior, momento en el cual se depositaron los sedimentos marinos que ahora se encuentran inclinados en ambos flancos de la sierra. Además, hay que considerar varios indicios morfológicos que apuntan a una elevación posterior de la sierra, como es el hecho de que los materiales pleistocenos situados al sur del flanco Sur, es decir en el bloque levantado, se encuentran más elevados topográficamente que los del bloque hundido situado al Norte. Esto se refleja en un encajamiento de la red fluvial más intenso en los materiales pleistocenos y pliocenos de este flanco Sur que el observado al N del pliegue. En cuanto a la vigencia actual de la actividad del plegamiento, hay indicios que muestran como es afectada la dinámica fluvial del río Guadalhorce. 140 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca 4.3.6.- PROPAGACIÓN LATERAL DE LA DEFORMACIÓN Dentro de la Cuenca de Málaga, situado al Oeste de la Sierra de Cártama, se encuentra un alto topográfico donde se localiza la población de Villafranco de Guadalhorce (Figura 4.41). Se trata de una zona elevada topográficamente respecto al terreno circundante a pesar de estar formada por los materiales sedimentarios marinos pliocenos que rellenan toda la cuenca. Figura 4.41. Modelo digital de elevación del terreno iluminado desde el NO y coloreado en franjas de altura topográfica en el que se observa la posición del alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce (ATVG). Obsérvese la similitud morfológica con la Sierra de Cártama en cuanto a anchura, longitud y orientación de plegamiento, asimetría en la red de drenaje, e incluso en la posible afección a la dinámica fluvial del río que discurre en el frente de avance del pliegue: el río Grande. Véase el texto para más detalles. Este relieve presenta unas características morfológicas que nos lleva a pensar que se trate de un pliegue de características similares a la de la Sierra de Cártama. Por ello, en este apartado se realiza un análisis de la morfología y de la red de drenaje semejante al que se hizo en la Sierra de Cártama con el fin de identificar las analogías que presentan ambas estructuras, y finalmente, proponer un modelo de deformación en el que se integren ambas. 4.3.6.1.- Analogías morfológicas entre el alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce (ATVG) y la Sierra de Cártama El ATVG representa un relieve que alcanza los 170 m.s.n.m. con una morfología lenticular con un eje máximo de una longitud de 7 km según una dirección N60E. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 141 4 A diferencia de la Sierra de Cártama, el ATVG está formado solamente por margas y arenas pertenecientes a los materiales sedimentarios marinos del Plioceno (Figura 4.42), no aflorando los materiales que forman el sustrato de la cuenca, que en esta zona se encuentran a más de 500 m de profundidad (Sondeo S-40; Base de datos del IGME). No obstante, se localizan materiales de la formación Neonumídica (que pueden ser considerados como sustrato de la cuenca) en un relieve secundario situado en su vertiente norte. Al Norte del ATVG aparecen depósitos Plio-Pleistocenos continentales tipo coluvión. Figura 4.42. Mapa geológico del ATVG sobre modelo digital del terreno sombreado al que se ha superpuesto la red fluvial [Realizado en base a cartografía de campo, interpretación de fotografía aérea y datos tomados de la cartografía de Chamón y Quinquer, 1976]. El carácter principalmente margoso de los materiales que forman el ATVG hace muy complicado definir su estructura geológica. No obstante, se han diferenciado en la cartografía una serie basal, con predominio margoso, de una serie superior con mayor presencia de areniscas. Aun así, la campaña de toma de datos estructurales en campo ha permitido identificar un afloramiento claro de areniscas en el que se ha podido medir su buzamiento. En el análisis realizado sobre la fotografía aérea escala 1:18.000, se han podido identificar algunos puntos de la vertiente sur (señalados en el mapa de la Figura 4.42) en los que los estratos muestran un ligero buzamiento hacia el SSE. Estos datos apoyan una estructuración de los materiales pliocenos que estarían controlando la morfología de la vertiente sur (de baja pendiente hacía el SSE) generando un relieve en cuesta favorecido por la presencia a techo de los niveles con predominio de las areniscas que ofrecen algo más de resistencia a la erosión. 142 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca La escasez de datos estructurales nos ha llevado a analizar en detalle la morfología de este relieve. En este sentido, destaca que este relieve presenta una asimetría transversal. Mientras que la vertiente sur presenta pendientes bajas, la norte es más escarpada (Figura 4.43), como ocurre en la Sierra de Cártama. Por el contrario, el relieve no presenta asimetría longitudinal a la estructura, a diferencia de la Sierra de Cártama. Figura 4.43. Perfiles topográficos transversal y longitudinal del ATVG. El perfil transversal tiene un carácter asimétrico, con más pendiente en la vertiente norte que en la sur. El longitudinal parece más simétrico. La localización de los perfiles puede verse en la Figura 4.41 y la Figura 4.44. La asimetría transversal en la topografía, también se pueden identificar en la red de drenaje siendo los arroyos de la vertiente norte más cortos y encajados, mientras que los de la vertiente sur tienen mayor recorrido, lo que implica un desplazamiento de la divisoria de aguas hacia la vertiente norte (Figura 4.44). Además, los cauces se disponen perpendicularmente a ésta. Los cauces de la vertiente sur tienden a bordear el relieve para pasar al lado norte por su extremo occidental y desembocar en el río Pereilas. También en el extremo oriental, un canal fluvial bordea el relieve pero esta vez de N a S para desembocar en el río Fahala (afluente del Guadalhorce) con una dirección S que es opuesta a la dirección de flujo del río principal. Estos giros en la dirección de drenaje son análogos a los que se observan en la Sierra de Cártama asociados al crecimiento y propagación lateral de la estructura. Al igual que ocurría en la Sierra de Cártama, donde la dinámica fluvial del río Guadalhorce se veía afectada por la actividad del plegamiento, en el ATVG ocurre algo parecido con el río Pereilas y el río Grande, el primero afluente del segundo y este a su vez afluente del río Guadalhorce. El valle del río Pereilas sufre una disminución de pendiente en el tramo que discurre paralelo al relieve analizado. Esta pérdida de pendiente parece tener como consecuencia una ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 143 4 disminución de sinuosidad del cauce de río. No obstante, en este caso la confluencia de este río con el río Grande hace que la interpretación de estos aspectos sea más compleja. Figura 4.44. Red de drenaje del ATVG en la que se pueden ver las modificaciones que se introducen en el sistema debido a la actividad del plegamiento. Las flechas rojas marcan el giro de la red para rodear el relieve debido a la propagación lateral en ambos extremos, aunque parece que con predominio hacia el OSO del pliegue. Ver texto para más detalles. 4.3.6.2.- Modelo estructural y actividad tectónica asociada al ATVG Los rasgos morfológicos hasta ahora expuestos relacionados con el ATVG serían coherentes con la deformación producida por un pliegue incipiente de características morfológicas similares al que conforma la Sierra de Cártama Se trataría de una estructura que responde a un modelo de deformación reciente en el que la actividad progresiva de una falla en profundidad de componente inversa lleva asociada un pliegue asimétrico de acomodación en superficie. Este pliegue presenta un eje curvado con una terminación periclinal occidental con una geometría clásica, que parece haber ido migrando hacia el oeste en un movimiento de propagación lateral. No obstante, la simetría longitudinal del la orografía hace pensar que la propagación hacia el Este es similar, lo que conformaría un eje de pliegue curvado con crecimiento máximo en la zona central de la estructura, a diferencia de la Sierra de Cártama. La ausencia de afloramiento del material que conforma el sustrato de la cuenca en el ATVG, junto con la importante potencia de sedimentos marinos pliocenos (> 500m), hace pensar que este pliegue comenzó a generarse después del depósito de dichos materiales. Además, y aunque ha resultado complicado encontrar rasgos estructurales, estos materiales presentan una deformación muy laxa por el plegamiento, lo que indica una actividad tardía y/o de baja intensidad 144 Deformación Neotectónica del Sector Central de la Cuenca en comparación con la Sierra de Cártama. No obstante, la afección a la red de drenaje nos hace considerar este pliegue como una estructura con actividad tectónica durante el Cuaternario. La estructura con la que estaría asociado el pliegue, tendría unas características muy similares a la del pliegue de la Sierra de Cártama, en cuanto a longitud, dirección y dinámica, con la diferencia de que aquí no se ve afectada por ninguna estructura lateral que desequilibre el avance del bloque de techo hacia el NO. Esto supone que el pliegue pueda, propagarse lateralmente por ambas terminaciones periclinales, aunque tiene cierta preferencia a hacerlo hacia el Oeste condicionada por la tectónica regional. Por último, y en cuanto a la relación de este pliegue con el de la Sierra de Cártama, consideramos que ambos pliegue forman un sistema de pliegues en-echelon. La tardía formación y menor deformación del plegamiento que conforma el ATVG, hace que consideremos ésta como una estructura neotectónica secundaría en relación a la de la Sierra de Cártama. Resulta imposible realizar una estimación de las tasas de deformación relativas al plegamiento, dada la ausencia de marcadores estructurales de referencia. No obstante, el hecho de que la estructura del ATVG sea más moderna, junto con la propagación preferente de los pliegues hacia el Oeste, nos hace intuir que la deformación está siendo transferida desde la Sierra de Cártama hacia el ATVG. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO 145 4 4.3.7.- RESUMEN Y CONCLUSIONES Teniendo en cuenta las observaciones morfológicas, la distribución de red de drenaje, la afección de la dinámica fluvial, la estructura geológica de la Sierra de Cártama y la disposición y deformación de los sedimentos recientes, se propone un modelo de formación para el sector central de la Cuenca de Málaga mediante un sistema de pliegues en-echelon compuesto por el pliegue de la Sierra de Cártama y el de Villafranco de Guadalhorce. El pliegue de Cártama se desarrolla como una estructura alpina heredada con actividad neotectónica y cuaternaria. El pliegue responde a un anticlinal de propagación de falla inversa de buzamiento bajo que no llega a romper en superficie. El pliegue se propaga lateralmente hacia el OSO, quedando su extremo oriental controlado por un accidente con dirección NNO-SSE que hace de barrera para la propagación del pliegue hacia el Este. Se ha estimado una tasa de acortamiento horizontal para el pliegue de ~0,05 m/ka desde el Plioceno Inferior. Esta tasa sería similar a la de la tasa de desplazamiento de la falla a la que está asociada, lo que habría elevado la sierra más de 500 m en su parte central, con una tasa de levantamiento de ~0,113 m/ka. Al Oeste del pliegue de Cártama, se localiza el pliegue de Villafranco de Guadalhorce, que se desarrolla como una estructura postalpina con actividad neotectónica y cuaternaria. El pliegue responde a un anticlinal de propagación de falla inversa de buzamiento bajo que no llega a romper en superficie. El pliegue se propaga lateralmente tanto hacia el OSO como hacia el ENE, aunque parece preferente la primera dirección. No se han podido calcular tasas de deformación por ausencia de marcadores de referencia, pero la génesis más tardía y la menor deformación respecto al pliegue de Cártama, nos hacen pensar que la deformación está siendo transferida desde la Sierra de Cártama hacia el pliegue de Villafranco. 4.4.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS EN LA CUENCA DE MALAGA La presencia de depósitos marinos en cuencas actualmente emergidas ofrece una excelente oportunidad para estimar movimientos en la vertical, ya que, una vez conocido el nivel del mar para una época determinada, se tiene un buen nivel de referencia para calcular el levantamiento posterior que ha sufrido la cuenca. En la Cuenca de Málaga se ha descrito un levantamiento general desde el Tortoniense (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991) que se enmarca en la dinámica regional de formación de relieve en la Cordillera Bética (e.g: Braga et al., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Este levantamiento ha sido estimado en la zona por Schoorl y Veldkamp (2003) en 0,160-0,276 m/ka para el Messiniense, 0,010-0,015 m/ka para el Plioceno, y 0,040-0,100 m/ka para el Pleistoceno. La distribución en altura de los marcadores sedimentarios y erosivos de origen marino que dejaron las dos transgresiones principales que afectaron a la Cuenca de Málaga durante el Tortoniense y el Plioceno, permiten estudiar el levantamiento de ésta. Este levantamiento no tiene una distribución uniforme ni en el espacio ni en el tiempo, lo que implica que la zona se está viendo sometida a una deformación compleja que se articula no solamente mediante el movimiento de fallas, sino que juegan un importante papel los procesos de plegamiento. Este apartado se centra en estudiar la distribución de la deformación en la Cuenca de Málaga para los periodos Messiniense y Plioceno-Cuaternario, que son los periodos que suceden a las dos principales transgresiones que permiten fijar un nivel de referencia. Así, se estiman tasas de movimiento vertical durante el Messiniense y el Pliocuaternario, y se analiza la formación, evolución y deformación de las superficies marinas encontradas, interpretándolas en el contexto tectónico de la región. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 147 4 4.4.1.- METODOLOGIA Para el estudio de la distribución de movimientos verticales dentro de la Cuenca de Málaga se han utilizado dos metodologías distintas. Por un lado, se han confeccionado varios mapas en los que se han señalado los afloramientos de depósitos del Tortoniense y del Plioceno cartografiados en el mapa geológico de la serie MAGNA escala 1:50.000 hojas de Coín-1.066, Málaga-Torremolinos 1.053/67 y Álora-1.052 (Estévez González y Chamón, 1978a yb; Chamón y Quinquer, 1976). En estos afloramientos se ha determinado la altura topográfica a la que se encuentran en al actualidad por medio del modelo digital del terreno del Instituto Cartográfico de Andalucía que contiene datos de altura topográfica distribuidos según una malla regular compuesta por celdas unitarias cuadradas de 20 m de lado. Esta altura se ha comparado con los niveles del mar que se alcanzaron para ambos periodos siguiendo la curva eustática de Haq et al. (1987), lo que ha permitido calcular el movimiento vertical. A partir de estos movimientos, y una vez definido el momento en el que se produce el máximo nivel del mar para cada periodo contemplado, se han calculado las tasas de levantamiento de cada zona para los periodos Messiniense y Plioceno-Cuaternario. Además, se han llevado a cabo varias campañas de campo en las que se han tomado datos lito-estratigráficos y estructurales, que se han integrado en la interpretación geodinámica de la distribución de tasas de levantamiento calculadas. Por otro lado, se ha realizado un análisis geomorfológico de la vertiente norte de la Sierra de Mijas y su continuación hacia el Oeste, además del paraje de El Romeral, con el objetivo de estudiar la distribución y deformación de una serie de superficies de erosión marina atribuidas en esta Tesis a la transgresión pliocena. Para ello se ha confeccionado un mapa de pendientes basado en el modelo digital del terreno, sobre el que además se han realizado varios perfiles topográficos. A escala de detalle, se han llevado a cabo varias campañas de campo en las que se han tomado datos geomorfológicos, lito-estratigráficos y estructurales, sobre los que se han apoyado las interpretaciones tecto-sedimantarias y morfo-sedimentarias. Estas superficies erosivas nos han permitido definir paleolíneas de costa, cuya altura topográfica actual ha sido comparada con el nivel del mar para el Plioceno de la curva eustática de Haq et al. (1987), lo que ha permitido calcular tasas de movimiento vertical Plio-Cuaternario. Además, se ha realizado un mapa de lineaciones tectónicas sobre el modelo digital del terreno de la Sierra de Mijas para poder definir mejor el modelo de evolución tectónica reciente deducido del análisis de las superficies de erosión marina. 148 Movimientos Verticales Neotectónicos 4.4.2.- MOVIMIENTOS VERTICALES DURANTE EL MESSINIENSE En la Cuenca de Málaga la transgresión tortoniense es consecuencia de una elevación eustática (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991), que se ve reflejada en una elevación general del nivel del mar. La curva eustática de Haq et al. (1987) durante el Tortoniense Superior, momento en el que se depositan los últimos sedimentos de este periodo, tiene valores máximos para el nivel del mar de +10 m (en relación con la altura del nivel del mar actual) para los ~7,3 Ma dentro del ciclo de tercer orden TB 3.2, a partir del cual comienza la regresión que culminaría con la crisis de salinidad del Messiniense. La altura topográfica a la que se encuentran actualmente estos depósitos, una vez corregido el movimiento vertical que se produce desde el Plioceno (Apartado 4.4.3), implica una elevación general de la zona que se iniciaría durante el Messiniense. Schoorl y Veldkamp (2003) utilizan los depósitos tortoniense que afloran en El Chorro, Álora y Pizarra para estimar una tasa de levantamiento regional durante el Messiniense de 0,160- 0,276 m/ka. Pero esta elevación no parece afectar por igual a la Cuenca de Málaga, sobre todo si consideramos el afloramiento tortoniense que se encuentra al Sureste de la Sierra de Cártama. 4.4.2.1.- Distribución de los depósitos tortonienses En la Cuenca de Málaga los depósitos del Tortoniense se encuentran principalmente en el Sureste de la Sierra de Cártama en lo que en adelante denominaremos como el afloramiento tortoniense de El Romeral, para facilitar su identificación y evitar confusiones. Además existen pequeños afloramientos dispersos por los bordes de la cuenca, como los que se encuentran adosados a la Sierra de Mijas en las proximidades de Alhaurín de la Torre, al Oeste de Alhaurín el Grande, o en las inmediaciones de Coín, en el extremo occidental de la cuenca. (Figura 4.45) En este periodo, la cuenca se extendía por el extremo occidental hacia el norte hasta conectar con el océano Atlántico que se introducía por el actual valle del Guadalquivir (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1991). En este corredor Norte-Sur se conservan los principales afloramientos del Tortoniense: Pizarra, Álora y El Chorro. Estos afloramientos septentrionales están compuestos principalmente por conglomerados con cantos de gran tamaño, e incluso bloques que en la base pueden alcanzar dimensiones métricas. También incluyen niveles de arenisca, más abundantes hacia el techo de la formación, en una tendencia general de la serie granodecreciente. Estos materiales se depositaron en un ambiente sedimentario de abanico deltaico (Estévez González y Chamón, 1978, Chamón y Quinquer, 1978), durante el Tortoniense Superior (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1991), y lo hacen principalmente sobre la Unidad Neonumídica, salvo en El Chorro, donde además, en las zonas de borde de cuenca se deposita sobre los materiales paleozoicos y mesozoicos. Presentan una cementación importante lo que ha facilitado su conservación generando relieves significativos. La potencia que alcanzan estos depósitos es ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 149 4 superior a los 400 m, aunque los procesos erosivos no permiten conocer la potencia total de la serie. En la actualidad estos afloramientos presentan una estratificación prácticamente horizontal. Figu ra 4 .4 5 . D istribución de los afloram ientos tortonienses en la Cuenca de M álaga y su prolongación hacia el N orte hasta El Chorro. Se han señalado con flechas blancas los afloram ientos m enores. Las etiquetas m arcan los levantam ientos en m etros durante el M essiniense. Se han estim ado las correspondientes tasas de levantam iento para cada afloram iento Ver texto para detalles. El afloramiento de El Romeral presenta algunas particularidades que lo distinguen de los anteriormente descritos. En primer lugar, se sitúa a una cota topográfica notablemente más baja. Además, los materiales que lo forman incluyen principalmente conglomerados y arenas. Los cantos de los conglomerados son de menor tamaño (en ningún caso se encuentran bloques) y las areniscas son abundantes, sobre todo hacia techo de la serie. La base no aflora en la zona, ya que se encuentra cubierta por los sedimentos pliocenos y cuaternarios, a excepción de su contacto marginal con la Sierra de Cártama, sobre la que se depositan en on-lap según una discordancia 150 Movimientos Verticales Neotectónicos erosiva. Este hecho, junto con los procesos erosivos, impide que conozcamos la potencia real la serie en este afloramiento, pero que en cualquier caso ha de ser muy superior a los casi 190 m que afloran. 4.4.2.2.- Estimación de movimientos verticales messinienses Para la estimación de los movimientos verticales se considera un escenario donde el nivel de erosión de la parte alta de los sedimentos tortonienses es indeterminado pero se asume similar en todos los afloramientos, por lo que las variaciones en la cota máxima de cada afloramiento serían equivalentes al movimiento vertical relativo de éstos. Esta asunción introduce una incertidumbre a la evaluación de las tasas de elevación. Sin embargo, consideramos que la incertidumbre es aceptable, ya que en función de la naturaleza marina de los depósitos, su techo debió depositarse sin grandes diferencias de cota. En todo caso, la incertidumbre que asumimos implica que lo que estimamos son tasas de movimiento vertical mínimas. Para valorar el movimiento en la vertical durante el Messiniense, se ha tenido en cuenta el levantamiento que se produjo posteriormente, desde el Plioceno hasta la actualidad, restándole este efecto de acuerdo con los datos obtenidos en los Apartados 4.4.3.1. y 4.4.3.2. En la Tabla 4.3 se presenta las tasas de levantamiento para cada afloramiento estimadas en función de la cota máxima de afloramiento. También se presenta los valores de la mínima cota topográfica a la que se encuentra la base de las formaciones con lo que se ha calculado una potencia mínima de depósito. Esta potencia sería mínima si se considera la acción erosiva que han sufrido estas formaciones. Tabla 4.3. Tasa de levantamiento durante el Messiniense de la cuenca de Málaga en base a las cotas topográficas de los afloramientos de los depósitos tortonieneses. [(a) Datos de Schoorl y Veldkamp (2003); (b) Datos del Apartado 4.4.3.1. de esta Tesis; (c) Datos del Apartado 4.4.3.2. de esta Tesis]. Afloramiento Granulometría de los depósitos cmin Cota mínima de la base msnm cmax Cota máxima de afloramiento msnm Potencia mínima (cmax - cmin) m Levantamiento Plioceno+Q m Levantamiento Messiniense m Tasa de levantamiento Messiniense m/ka El Chorro Bloques, gravas y arenas 200 622 422 >100(a) 512 0,256 Álora Bloques, gravas y arenas 112 560 448 100(a) 450 0,225 Pizarra Bloques, gravas y arenas 103 440 337 90(b)-100(a) 330-340 0,170 El Romeral Arenas y gravas ? (<30) 219 ? (>188) 12(c) 197 0,098 A. de la Torre Gravas y arenas 132 181 49 15(b) 156 0,078 A. el Grande Gravas y arenas 157 203 46 210(b -17 < 0 Coín Norte Gravas y arenas 119 140 21 30(b) 100 0,050 Coín Sur Gravas y arenas 205 242 37 160(b) 72 0,036 Cu en ca d e M ál ag a Monda Este Gravas y arenas 285 321 36 210(b) 101 0,050 ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 151 4 Las tasas de levantamiento que afectan a los afloramientos de El Chorro, Álora y Pizarra, son muy similares a las obtenidas por Schoorl y Veldkamp (2003) en uno de sus escenarios propuestos, ya que para su cálculo se ha seguido una metodología similar a la que proponen estos autores. Para el cálculo de las tasas de los afloramientos propios de la Cuenca de Málaga, y en particular para el principal afloramiento de El Romeral, se ha seguido la misma metodología con alguna matización, ya que se han tenido en cuenta también la potencia y base de los depósitos. Como se puede apreciar en la Figura 4.46 los valores de potencia de los afloramientos de El Chorro, Álora y Pizarra son muy superiores al afloramiento de El Romeral. Por correlación con los afloramientos más septentrionales, se puede pensar que la potencia de estos materiales en esta zona superaría los 300 m en la estimación más conservadora, pudiendo llegar hasta los 450 si contemplamos el caso de Álora. Además, por sus características estratigráficas, pensamos que el afloramiento de El Romeral sería la parte más alta de la secuencia. Esto justifica que se considere en este caso un escenario en el que se asume una actividad erosiva similar en todos los afloramientos tortonienses. La base del afloramiento de El Romeral debe encontrarse a una cota muy inferior a la mínima cota que los sedimentos más modernos nos dejan observar, que es de 30 msnm. Así, se podría localizar la base deposicional del afloramiento tortoniense de El Romeral entre 120 y 230 metros bajo el nivel del mar. Figura 4.46. Perfil NNO-SSE sobre los principales afloramientos tortonienses en el que se representan las potencias mínimas de cada afloramiento y el movimiento vertical durante el Messiniense, una vez corregido el levantamiento posterior Plio-Cuaternario y el máximo nivel del mar para el ciclo TB 3.2. (Escala: 10V=1H) Aún así, la cota de 219 msnm que alcanzan sus depósitos indica un movimiento vertical de al menos 209 m si se compara con el máximo nivel que alcanzó el mar (+10 m) en el Tortoniense Superior durante el ciclo TB 3.2, antes de iniciarse la regresión. Como se verá en el Apartado 4.4.3.2. (Figura 4.48), en esta zona se ha identificado un movimiento en la vertical de tan solo +12 m desde el Plioceno, por lo que la mayor parte del movimiento que se puede observar en el afloramiento de El Romeral se puede atribuir al periodo Messiniense (+197 m). Esto supone que el 152 Movimientos Verticales Neotectónicos afloramiento se ha elevado, pero no tanto como el resto, calculándose una tasa de levantamiento en torno a 0,098 m/ka durante el Messiniense. Por otro lado, en los márgenes de la Cuenca de Málaga aparece una serie de afloramientos menores de materiales tortonienses. Estos afloramientos parecen relictos marginales del surco sedimentario que se creó durante el Tortoniense Superior, y que marcan en cierta manera sus límites paleogeográficos. Del análisis de la posición de cada uno de estos afloramientos y las cotas que alcanzan, una vez corregido el levantamiento que se produce desde el Plioceno, también se pueden calcular tasas de levantamiento local. Así, el afloramiento que se encuentra al Sur de Alhaurín de la Torre, adosado a la Sierra de Mijas, presentaría una tasa de elevación durante el Messiniense de 0,078 m/ka, mientras que los que se sitúan en torno a Coín varían de 0,036 a 0,050 m/ka. En el afloramiento situado al Oeste de Alhaurín el Grande el valor es incluso negativo, lo que implicaría subsidencia. 4.4.2.3.- Discusión sobre la variación de la tasa de movimiento vertical messiniense Una idea de la precisión de los datos de tasa de levantamiento durante el Messiniense calculados en el apartado anterior se puede obtener atendiendo a los valores que han ofrecido los afloramientos menores. Estos valores son muy bajos (incluso negativos) comparados con los calculados para los afloramientos principales, y dada su escasa entidad nos hace pensar en una fuerte erosión que ha desmantelado casi por completo el depósito original. Esta erosión es consecuencia de la suma de dos causas: − la caída del nivel de base producido por la regresión marina, que junto con el levantamiento regional y factores climáticos, produciría el episodio conocido como la crisis de salinidad Messiniense (Krijgsman et al., 1999). En este periodo se desmantelaría la práctica totalidad del material tortoniense, quedando como únicos testigos del periodo sedimentario los afloramientos anteriormente descritos. Esta fuerte erosión, sin duda, ha afectado también a los grandes afloramientos, lo que igualmente significaría que los valores de tasas de levantamiento calculados serían valores mínimos en términos absolutos. − el levantamiento Plio-Cuaternario que sufren las zonas en la que se encuentran los afloramientos menores (Ver Apartado 4.4.3). En los afloramientos principales, y a pesar de la erosión, se puede apreciar que, en términos relativos, existe un incremento en la tasa de movimiento vertical de SSE a NNO (Figura 4.45 y 4.46). Esta variación presenta un gradiente bastante continuo, y no estaría asociado a saltos de falla importantes, ya que no se contempla la presencia de fallas ENE-OSO que articulen movimientos verticales en esta zona (aunque podría haber pequeños retoques asociados a fallas ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 153 4 NO-SE y NE-SO). No obstante, en la Figura 4.46 se puede observar un aumento del gradiente de levantamiento entre los afloramientos de Álora y Pizarra que podría estar relacionado con la actividad messiniense del pliegue con eje E-O que afecta a los Montes de Málaga. El levantamiento progresivo hacia el N de los afloramientos tortonienses, marcan una tendencia que puede considerarse tan solo a nivel mesoregional, ya que más al norte del afloramiento de El Chorro el tortoniense llega a estar incluso por debajo del nivel del mar actual (en la cuenca del Guadalquivir) cubierto por sedimentos posteriores. Esta distribución de depósitos se ajusta al flanco meridional de una antiforma de gran radio con eje E-O coherente con el modelo de generación de relieve propuesto para toda la Cordillera Bética basado en la distribución de depósitos tortonienses (Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004) Por lo tanto, los valores de tasas de levantamiento messinienses que se observan en la Cuenca de Málaga y su prolongación hacia el N no deben tomarse como un rango de valores entre los cuales se encontraría el levantamiento regional de la zona, sino, más bien, como un indicador de la deformación a la que se vio sometida la región durante dicho periodo, caracterizada por un gradiente de levantamiento cuya tasa aumenta de S a N, formando parte del flanco meridional de una antiforma de gran radio con eje aproximado E-O. 154 Movimientos Verticales Neotectónicos 4.4.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES PLIO-CUATERNARIOS Tras la crisis de salinidad Messiniense, y una vez reestablecida la comunicación del Atlántico con el Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar, se produce en la Cuenca de Málaga una nueva transgresión sobre los terrenos emergidos y erosionados como consecuencia de una elevación eustática (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). Esta nueva transgresión tuvo menor extensión en la cuenca que la anterior, depositándose durante el Plioceno Inferior la totalidad de los materiales que forman la cuenca (Guerra-Merchán et al., 2000). La curva eustática de Haq et al. (1987), presenta valores máximos del nivel del mar para este periodo de +90 m (sobre el nivel del mar actual), momento a partir del cual se empieza a producir la regresión en la cuenca, con la consiguiente erosión y continentalización generalizada de sus depósitos que se extiende hasta la actualidad. La altura topográfica a la que se encuentran actualmente los depósitos pliocenos implica una elevación general posterior de la zona. Schoorl y Veldkamp (2003) utilizan los depósitos pliocenos situados entre Álora y Pizarra para estimar una tasa de levantamiento regional durante el Plioceno un orden de magnitud menor que la del Messiniense, con valores de 0,01-0,015 m/ka. En la Cuenca de Málaga existen importantes variaciones de altura topográfica actual de los depósitos pliocenos, que llegan a estar situados a más de 500 msnm en la zona más occidental. También se han localizado varias superficies de erosión marina de este periodo que igualmente se encuentran situadas a más de 300 msnm. Además, algunas de estas superficies se encuentran basculadas, lo que implica una deformación adicional restringida. 4.4.3.1.- Distribución espacial de los depósitos pliocenos En la Cuenca de Málaga los depósitos del Plioceno se encuentran ampliamente distribuidos, siendo la formación predominante dentro de la cuenca. Los materiales que forman estos depósitos son principalmente arenas y margas gris-azuladas, y conglomerados en los bordes, depositados en un ambiente sedimentario de tipo abanico deltaico. La potencia de estos depósitos supera los 400 m en la zona oriental de la cuenca, disminuyendo hacia el norte y hacia el oeste (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1999). No obstante, varios sondeos mecánicos realizados por el IGME (Base de datos del IGME) localizados en la zona del Villafranco de Guadalhorce indican que la potencia en esta zona es superior a los 500 m. Dentro de estos depósitos han sido descritas discontinuidades que se asocian a eventos tectónicos intrapliocenos (Guerra Merchán et al., 2000). En la actualidad presentan una disposición prácticamente horizontal a nivel regional, aunque localmente se han encontrado buzamientos de hasta 30º asociados a diferentes estructuras tectónicas, como el plegamiento de la Sierra de Cártama (Ver Apartado 4.3.4.1.) o como la que se analizará en el Apartado 4.4.3.2. que implica el plegamiento de la Sierra de Mijas. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 155 4 En el extremo noroccidental, al norte de Álora, estos depósitos marinos pasan a ser continentales de tipo fluvial (Schoorl y Veldkamp, 2003) en lo que representaría el antiguo valle desarrollado durante la transgresión messiniense. En el análisis que se realiza a continuación solamente se tendrán en cuenta los depósitos marinos, de los cuales se puede tener un nivel de referencia para el cálculo de movimientos verticales. 4.4.3.2.- Estimación de movimientos verticales plio-cuaternarios Para la estimación de los movimientos verticales se consideran un escenario donde el nivel de erosión de la parte alta de los sedimentos es indeterminado pero se asume similar en todos los afloramientos, por lo que las variaciones en máxima cota topográfica de cada afloramiento serían equivalentes al movimiento vertical sufrido. Esta asunción introduce una incertidumbre a la evaluación de las tasas de elevación. Sin embargo, consideramos que la incertidumbre es aceptable, ya que en función de la naturaleza marina de los depósitos, su techo debió depositarse sin grandes diferencias de cota. Al igual que para los movimientos messinienses, y asumiendo las mismas incertidumbres, las tasas de movimiento vertical que obtenemos representarían valores mínimos. La Figura 4.47 sintetiza los datos y rasgos más importantes del análisis del levantamiento Plio-Cuaternario realizado en este apartado. Por un lado, se presentan sobre un modelo digital del terreno sombreado las alturas topográficas según una escala de colores a las que están situados los afloramientos de materiales pliocenos según la cartografía geológica IGME Serie MAGNA escala 1:50.000 de las hojas de Álora (1.052), Málaga-Torremolinos (1.053/67) y Coín (1.066). Estos depósitos llegan a estar a cotas superiores a los 500 msnm en la zona más occidental, en una clara tendencia a aumentar de cota de E a O, aunque también se puede apreciar una tendencia secundaria de N a S. Además se ha simulado una subida del nivel del mar de +90 m, que correspondería al máximo nivel alcanzado por el mar durante el Plioceno Inferior durante el ciclo de tercer orden TB 3.4 (Haq et al., 1987). Con este nivel de +90 m como referencia, se puede observar como los afloramientos más cercanos a la actual línea de costa se encuentran por debajo de este nivel (representados en la figura en color azul oscuro), mientras que otra gran parte de los depósitos se sitúan por encima este máximo eustático plioceno. Los afloramientos que se sitúan por encima del nivel de referencia (+90 m) se localizan tanto en los bordes de a cuenca, como principalmente en la zona más occidental. Se han etiquetado cada uno de los afloramientos pliocenos con el levantamiento mínimo que han debido sufrir considerando la máxima cota que alcanzan sus sedimentos. Para una mejor visualización e interpretación se ha asignado también una escala de colores por rangos a las etiquetas. Estos levantamientos, lógicamente, reflejan una tendencia a aumentar hacia el Oeste y hacia el S de la cuenca. 156 Movimientos Verticales Neotectónicos F ig u ra 4 .4 7 . E st im ac ió n de lo s m ov im ie nt os v er tic al es y d e su s co rr es po nd ie nt es t as as d es de e l P lio ce no I nf er io r en la C ue nc a de M ál ag a. E n az ul o sc ur o se r ep re se nt a un a su bi da d el n iv el d el m ar h as ta la c ot a + 90 m , c or re sp on di en te a la c ot a de l m áx im o ni ve l d el m ar d ur an te e l P lio ce no I nf er io r. V er t ex to p ar a m ás d et al le s. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 157 4 Con los valores de movimiento en la vertical de cada afloramiento que se encuentra por encima del nivel +90 m, se han calculado las tasas de levantamiento para el periodo que abarca desde el máximo del nivel del mar durante el ciclo TB 3.4 hasta la actualidad. Estas tasas varían entre 0,005 y 0,091 m/ka. 4.4.3.3- Discusión sobre la variación de la tasa de movimiento vertical desde el Plioceno La tasa de levantamiento Plio-Cuaternario en la Cuenca de Málaga no es uniforme, pudiéndose apreciar varias tendencias. La tasa es máxima en la zona occidental y mínima en la oriental. Esta disminución hacia el E se observa también en la cota de afloramiento de los materiales pliocenos en la actual línea de costa que es muy inferior a los +90 m. Esto, junto con el espesor de más de 400 m que presenta el depósito plioceno en esta zona, indicaría una subsidencia relativa de esta zona. Hacia el O los materiales se encuentran claramente levantados, por lo que coexistirían en la cuenca un proceso de levantamiento con otro de subsidencia para un mismo periodo de tiempo. Este movimiento diferencial muestra una variación de tasas bastante gradual a lo largo de la cuenca. En el extremo ONO este movimiento se acelera, con valores de más de 400 m de levantamiento desde el Plioceno. Esta zona coincide con la presencia de los relieves de la Sierra de las Nieves y La Robla, cuyo levantamiento respecto a la cuenca parece estar controlado por sendas fallas con dirección NNE-SSE. La Falla de la Robla tiene una longitud de 11 km, con una dirección N30E y un salto de 100 m desde el Plioceno Inferior, lo que le confiere una tasa de movimiento vertical de 0,02 m/ka para el periodo Plioceno-Cuaternario. La Falla de la Sierra de las Nieves, tiene una dirección N20E, una longitud también de 11 km y un salto de más de 150 m, lo que implica una tasa de movimiento vertical de 0,03 m/ka para el periodo Plioceno- Cuaternario. Ambas fallas presentan sus bloques hundidos en el labio oriental. Por otro lado, se observa una variación de tasas de movimiento vertical desde centro de la cuenca hacia los bordes, tanto hacia el N como hacia el S. Esta variación estaría relacionada con el levantamiento de las sierras que limitan la cuenca. No obstante, la variación parece notablemente más fuerte hacia el borde S, donde se alcanzan tasas de levantamiento en torno a los 0,05 m/ka. Esta asimetría N-S estaría relacionada con un mayor levantamiento de la Sierra de Mijas que de los Montes de Málaga, que es coherente con la orografía de sendos relieves, mucho más acusada en la primera. Esta variación de movimiento N-S tampoco parece estar controlada por fallas de dirección E-O, sino que se ajustarían nuevamente a una variación gradual asociada posiblemente a una deformación por plegamiento de gran radio. No obstante, hay que señalar la existencia de algunos valores anómalos que no se ajustan a las tendencias anteriormente señaladas. Así, se localizan varios afloramientos de pliocenos con 158 Movimientos Verticales Neotectónicos variaciones en la vertical de hasta +190 m al N de Málaga y de +110 m al N de Campanillas. Estas anomalías estarían relacionadas con sendas fallas que presentan su labio hundido en el bloque occidental, al contrario que ocurría en las fallas que se encuentran en el extremo occidental: − La falla del Guadalmedina de dirección N170E controla el valle del río Guadalmedina en su tramo final. Según su traza cartográfica parece prolongarse hacia el interior de los Montes de Málaga, alcanzando una longitud total de 14 km. El plano de falla sería bastante vertical y eleva en torno a 160 m el bloque E respecto al O (si consideramos la tendencia regional de levantamiento de la zona de + 30 m). Con este salto, se puede calcular una tasa de movimiento vertical de 0,03 m/ka desde el Plioceno Inferior. − La falla de Campanillas presenta una dirección N35E y parece controlar la margen izquierda del valle del río Campanillas. Su longitud no supera los 7 km, y su traza parece definir una falla de alto buzamiento que genera un salto vertical del bloque oriental respecto al occidental en torno a 90 m. Este salto ofrece una tasa de movimiento vertical de 0,02 m/ka desde el Plioceno Inferior. Hay que señalar que los valores de las tasas de movimiento vertical estimados tanto para estas como para las fallas identificadas en el extremo occidental de la cuenca (Falla de La Robla y Falla de la Sierra de las Nieves) son muy similares a los obtenidos para las fallas del borde sur (Ver Apartado 4.1.4.2.), que ya se consideraron como valores lógicos y coherentes para el tipo de fallas y el ambiente tectónico en el que se ubican (e.g. Silva et al., 2003; Martínez Díaz, 2000). Las tasas calculadas en este apartado, tanto para el levantamiento de los depósitos pliocenos, como para el movimiento vertical en las fallas locales, se han considerado constantes desde el Plioceno Inferior hasta la actualidad, al no encontrar datos que nos permitan diferenciar variaciones en los desplazamientos verticales durante ese intervalo de tiempo. Sin embargo, Schoorl y Veldkamp (2003) detectan una aceleración del levantamiento en la zona de Álora y Pizarra, al encontrar una serie de aterrazamientos que ellos consideran de edad Pleistocena. Según estos autores, habría una ralentización del levantamiento en la zona durante el Plioceno en relación al Messiniense, para producirse una nueva aceleración durante el Pleistoceno. Esta aceleración pleistocena la hemos identificado también en la falla del Acebuchal, en el borde sur de la cuenca (Ver Apartado 4.1.4.2.). Por lo tanto, se pueden considera que los levantamientos que se observan en la cuenca podrían haberse producido principalmente durante el Pleistoceno. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 159 4 4.4.4.- LAS SUPERFICIES EROSIVAS MARINAS DEL PLIOCENO Se han identificado una serie de superficies de erosión marina sobre los materiales marmóreos que forman la Sierra de Mijas y su continuación occidental hacia la Sierra Blanca, así como en los materiales tortonienses de la zona de El Romera, cuya formación estaría relacionada con la transgresión del Plioceno. Estas superficies muestran algunas características comunes que parecen estar controladas por cambios eustáticos regionales que introducirían matices de mayor resolución en la curva de Haq et al., (1987). Además, cada una de las superficies presenta particularidades que reflejarían una evolución tectónica distinta. Las rasas marinas son superficies generadas como resultado de procesos erosivos fundamentalmente marinos que quedan expuestas debido al retroceso de la línea de costa (Pethick, 1984). Se forman en periodos de estabilidad del nivel del mar por procesos de abrasión, erosión mecánica del oleaje y meteorización, además de procesos de disolución si se encuentra sobre roca carbonatada (Summerfield, 1991). Estas plataformas se desarrollan hasta unos 10 m de profundidad con una extensión de hasta 1000 m y una pendiente muy suave en torno a 1º (Bloom, 1978), aunque pueden presentar ángulos de hasta 3º (Pethick, 1984). La morfología de la plataforma se ve influenciada por factores geológicos, como la resistencia a la erosión mecánica y/o química de la roca, el espesor y disposición de la estratificación, y la intensidad y orientación del diaclasado (Trenhaile, 1980), lo que también condiciona el desarrollo de los acantilados que estas plataformas de erosión marina pueden llevar asociadas. En el caso de terrazas marinas levantadas, el pie de estos acantilados marca la altura media del nivel del mar con la que se generaron tanto las rasas como los propios acantilados (Keller y Pinter, 1996) Para la identificación de este tipo de superficies de erosión marina se ha realizado un estudio de fotointerpretación y reconocimiento de campo del borde sur de la Cuenca de Málaga, es decir, de la vertiente norte de la Sierra de Mijas, y del afloramiento tortoniense de El Romeral. Además, se ha realizado un mapa de pendientes (Figura 4.48), donde el intervalo de ángulo de pendiente menor que se ha considerado es de 0º a 3º. El mapa se ha sombreado según las alturas del modelo digital del terreno con iluminación desde el NE para obtener una mejor visualización de las superficies analizadas. En este mapa se ha diferenciado el sustrato rocosos que forma el borde de la cuenca, de los depósitos neógenos y cuaternarios, dentro de los cuales de han distinguido los depósitos tortonienses sobre los que también se han desarrollado estas rasas. A grandes rasgos, se puede observar en el mapa de pendientes que los mayores relieves que constituyen los macizos alpujárrides presentan las pendientes más altas, quedando las zonas más llanas en los terrenos dominados por los depósitos sedimentarios pliocenos y cuaternarios. No obstante, se han identificado una serie de excepciones a este patrón general, que corresponden a superficies de erosión marina. 160 Movimientos Verticales Neotectónicos c c +87 m +102 m +62 m + 3 3 5 m + 355m +3 45 m +3 35 m +345m +62 m +87 m +200 m +200 m +200 m +200 m S i e r r a d e M i j a s S i e r r a d e M i j a s S i e r r a B l a n c a S i e r r a B l a n c a 4.052.824 (YUTM30N) 3 4 0 .1 3 4 (X U T M 3 0 N ) Torrealquería Alhaurín el Grande Alhaurín de la Torre Coín 4.063.645 (YUTM30N) 3 6 2 .0 4 2 (X U T M 3 0 N ) 3 5 6 .9 7 9 (X U T M 3 0 N ) S i e r r a d e M i j a s S i e r r a d e M i j a s S i e r r a B l a n c a S i e r r a B l a n c a 4.052.824 (YUTM30N) 3 4 0 .1 3 4 (X U T M 3 0 N ) Torrealquería Alhaurín el Grande Alhaurín de la Torre Coín 4.063.645 (YUTM30N) 3 6 2 .0 4 2 (X U T M 3 0 N ) 3 5 6 .9 7 9 (X U T M 3 0 N ) El Romeral El Romeral L a s L o m a s L o s N e b r a l e s L o s N e b r a l e s L a s L o m a s A4’ A4 Abanico Dehesillas Abanico Palomas Churriana Torremolinos 4.059.486 (YUTM30N) 3 6 6 .5 5 8 (X U T M 3 0 N ) Churriana Torremolinos 4.059.486 (YUTM30N) 3 6 6 .5 5 8 (X U T M 3 0 N ) L l a n o s d e P e ñ a p r i e t a L l a n o s d e P e ñ a p r i e t a * * * * * * * * . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . # ## # # # ## #### ## ## # # # * * * * * * * * * . . . . . . . . . * * * * * * * * . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . .. 9 10 23 . . . . . . # ## # # # ## #### ## ## # # # 13 4 11 9 25 3 26 5 3 21 26 16 13 15 26 23 1 25 20 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 9 . . . . . . . . . . . ... . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . .. . . . .. . 26 14 9 % % % %% % % % % %% % % % % % % % % % % %% % % % % %% % % % % % % % % % % % % % % % % % % %% % % % % % % % % % %% % % % %% % % >45º 0º 5º 10º 15º30º 20º90º 3º N N 2 km Tortoniense Pioceno + Cuaternario Sustrato Rasa Marina APNM Intermedia Rasa Marina APNM Máxima Rasa Marina APNM Mínima Angulo dependiente de cresta23 Angulo de pendiente de superficie10 Buzamiento sedimentos pliocenos25 Ruptura de pendiente cóncava. . Acantilado* * Rupura de pendiente convexa. . Paleolínea de costa (+ cota sobre nivel del mar actual) LEYENDA Rasa Marina APNM Indeterminada Ruptura de pendiente mixta; ; c Columna estratigráfica Perfil topográficoA1 2 km Figura 5.31. Mapa de pendientes e interpretación geomorfológica del borde sur de la Cuenca de Málaga. El mapa de pendientes ha servido como base para interpretación geomorfológica orientada a la identificación de superficies de erosión marina del Plioceno. En este borde se han podido identificar tres altas paradas del nivel del mar (APNM) que han generado sus respectivas paleolíneas de costa. A1 A1’ A1 A1’ A2 A2’ A2 A2’ A3 A3’ A3 A3’ A4’ A4 A5 A5’’ A5’ A5 A5’’ A5’ +50 m 162 Movimientos Verticales Neotectónicos 4.4.4.1.- Las rasas marinas de El Romeral Las rasas marinas que se localizan en El Romeral, a diferencia de las que se verán en los siguientes ejemplos, no se generan sobre los macizos rocosos alpujárrides, sino que lo hacen sobre los materiales sedimentarios del Tortoniense. Como se vio en los apartados anteriores, esta zona se ha visto sometida a levantamientos mínimos dentro de la cuenca tanto durante el Messiniense como después del Plioceno. Por ello, hemos considerado este afloramiento tortoniense como el punto de referencia más estable en comparación con las otras superficies erosivas marinas que hemos localizado a lo largo del borde de la cuenca con la Sierra de Mijas. Esta relativa estabilidad en cuanto a movimientos en la vertical, hace que podamos atribuir con un menor grado de incertidumbre las variaciones que encontramos en la posición de terrazas marinas y acantilados a variaciones eustáticas, lo que nos ayudará entender y evaluar la posición y deformación del resto de rasas localizadas en la Sierra de Mijas. En El Romeral se puede observar primeramente que existen dos tipos de modelado erosivo (Figura 4.48 y Figura 4.49). Por un lado, un modelado tipo continental que predomina en las cotas más altas con acarcavamientos (típicos en este tipo de material granular cohesivo) con valles encajados y altas pendientes. Este modelado lo atribuimos al periodo erosivo messiniense y posterior. Por otro lado, se puede observar el desarrollo de una serie de superficies erosivas casi horizontales de extensión notable y flanqueadas en algún caso por acantilados más o menos degradados. Este modelado se distingue bastante bien del anterior, y lo atribuimos a la acción marina durante el Plioceno. En este modelado marino se han identificado hasta 3 superficies de erosión marinas además de 2 acantilados, lo que nos ha permitido identificar 3 líneas de paleocostas situadas a +62 m, +87 m y +102 m sobre el nivel del mar actual, que se corresponderían a 3 altas paradas del nivel del mar (APNM). Figura 4.49. Perfil topográfico de El Romeral en el que se pueden identificar dos tipos de modelado erosivo, el continental messiniense y el marino plioceno, además de las tres cotas topográficas sobre el nivel del mar actual en las que se han localizado las plataformas erosivas marinas a las que se asocian paleolineas de costa pliocenas. La localización del este perfil se puede encontrar entre las marcas A1-A1’ de la Figura 4.47. La APNM +62 m parece haber sido la responsable de la formación del acantilado que hemos denominado Acantilado alto. Este paleoacantilado presenta un escarpe subvertical de más de 12 m de altura que además tiene adosado a su pared depósitos pliocenos (Figura 4.50), ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 163 4 indicando que es la paleocosta más antigua de las que hemos identificado. Ha tenido que existir un nivel del mar posterior más alto para que se produzca el deposito sedimentario. Figura 4.50. Fotografía interpretada del Acantilado alto de El Romeral, en el que se puede observar como los materiales pliocenos que se ven en el extremo izquierdo de la foto se encuentran adosados a la pared del acantilado, lo que implica un ascenso posterior del nivel del mar. En la parte baja del acantilado se puede apreciar como la acción antrópica ha descubierto parte del acantilado que se encontraba preservado por los sedimentos pliocenos. Este nivel del mar posterior y más alto bien pudo ser la APNM +87 m o la APNM +102 m. No hemos encontrado indicios que nos permitan determinar su relación temporal, si bien el hecho de que ambas plataformas se encuentren conectadas por una superficie de baja pendiente (<2º) y que la diferencia de cotas entre ambas sea de solo 15 m nos hace pensar de que se trate de una subida gradual del nivel del mar entre ambas, lo que permite generar superficies erosivas bien desarrolladas. Por último, no se tienen criterios para relacionar temporalmente la formación del Acantilado bajo ya que su base se encuentra cubierta por sedimentos cuaternarios fluviales. Además su cota se encuentra en la zona de influencia de las variaciones del nivel del mar durante el Pleistoceno Inferior (Lario et al., 1993). En resumen, del análisis de las rasas marinas de El Romeral se puede concluir que el máximo nivel alcanzado por el mar durante el Plioceno se sitúa en la cota +102 m sobre el nivel del mar actual. Si se considera una edad de Plioceno Inferior (Guerra Merchán et al., 2000) para los depósitos que se encuentran adosados a la pared del Acantilado alto, se puede considerar que este nivel se alcanza durante el ciclo de tercer orden TB 3.4 (Haq et al., 1987). La cota máxima alcanzada por el mar para este ciclo es de +90 m, por lo que interpretamos que la zona ha sufrido un levantamiento de 12 m desde esta época. Esto implicaría una tasa de levantamiento realmente baja en comparación con el resto de los afloramientos pliocenos de la cuenca (Ver Apartado 4.4.3). Por otro lado, para alcanzar esta cota, se han establecido previamente dos APNM correspondientes a las cotas +62 m y +87 m, lo que introduce en la curva eustática al menos dos escalones en el 164 Movimientos Verticales Neotectónicos último tramo de subida. Si se corrigen estas cotas restándole el levantamiento de 12 m posterior, se pueden establecer en +50 m y +75 m, respectivamente. Así, el nivel del mar durante ciclo TB 3.4 comenzaría su ascenso desde varias decenas de metros bajo el nivel del mar actual hasta alcanzar una cota +50 m donde se estabilizaría una APNM mínima para formar el acantilado alto. Después, y de manera más o menos rápida, el nivel del mar subiría hasta la cota +75 m en una APNM intermedio, a partir de la cual se iniciaría un ascenso gradual hasta alcanzar la APNM máxima a +90 m donde se estabiliza la curva, generando la superficie erosiva mejor desarrollada. 4.4.4.2.- Las rasas marinas de Los Nebrales-Las Lomas La zona de Los Nebrales (Figura 4.48) presenta una superficie prácticamente horizontal labrada por completo en los mármoles alpujárrides que son la continuación hacia el O de los que forman la Sierra de Mijas y que también son los materiales que forman la Sierra Blanca (Andreo y Sanz de Galedeano, 1994; Sanz de Galdeano y Andreo, 1995). Esta superficie se extiende en una franja de algo más de 1 km de anchura con ligera inclinación (1º) hacia el E, y sobre ella se han encontrado, de manera dispersa en las zonas de menor cota, algunos depósitos pliocenos de limos margosos amarillentos de potencia decimétrica (Figura 4.51). Este hecho, junto con la morfología que presenta esta superficie hace que la interpretemos como una superficie de erosión marina de edad Plioceno Inferior. Figura 4.51. Fotografía interpretada de los afloramientos de material plioceno situados sobre la rasa marina de Los Nebrales. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 165 4 Esta superficie estaría generada por una APNM que correspondería al máximo nivel alcanzado por el mar durante el Plioceno Inferior a lo largo del ciclo de tercer orden TB 3.4 (Haq et al., 1987). La cota actual a la que se encuentra la paleolínea de costa es de +355 m, lo que supone un movimiento en la vertical de 265 m desde esta época, coherente con la tendencia de levantamiento descrita en el Apartado 4.4.3. La zona de Las Lomas presenta una litología variada en la que no se incluyen los mármoles alpujárrides. Está compuesta por pizarras y calizas Maláguides, esquistos y gneises pertenecientes al Manto de Jubrique, e incluso en su parte NO afloran las peridotitas del Manto de Bermeja. En esta zona puede apreciarse una superficie subhorizontal que interpretamos como una superficie de erosión marina. Esta superficie se sitúa a una cota más baja que la anterior, lo que supondría una APNM que generaría una paleolínea de costa a una altura de +335 m sobre el nivel del mar actual. Además de esta superficie se han identificado algunos retazos de una plataforma de erosión marina que coincidirían con las cotas más elevadas de la zona, y que se situaría a una altura topográfica intermedia entre las dos superficies descritas en la zona (+345 m). Por lo tanto, se han identificado 3 APNM en la zona de Los Nebrales-Las Lomas (Figura 4.52). Figura 4.52. Perfil topográfico de Los Nebrales-Las Lomas en el que se pueden identificar tres cotas topográficas sobre el nivel del mar actual en las que se han localizado las plataformas erosivas marinas a las que se asocian paleoíineas de costa pliocenas. La localización del este perfil se puede encontrar entre las marcas A2-A2’ de la Figura 4.48. Esta situación es semejante a la que encontrábamos en El Romeral. Para evaluar la sucesión cronológica de las APNM consideramos que ambos sectores presentan analogías morfológicas que nos hacen pensar en una evolución semejante. Es decir, una primera APNM mínima a +335 m sucedida por una subida rápida hasta producirse una APNM intermedia a los +345 m, y una progresiva elevación eustática hasta alcanzar la APNM máxima a +355 m que es la que genera la rasa principal. No obstante, se encontraría una discrepancia en la diferencia de cotas alcanzadas por la APNM máxima y la mínima, que en este caso es de solo 20 m, en contraste con los 40 m existentes en la zona de El Romeral. Esta discrepancia podría deberse al levantamiento vertical relativo de la zona de Los Nebrales-Las Lomas, que enmascararía gran parte (un 50%) de la subida eustática en el intervalo de tiempo registrado. 166 Movimientos Verticales Neotectónicos 4.4.4.3.- Las rasas marinas de los Llanos de Peñaprieta En el paraje conocido como los Llanos de Peñaprieta, zona situada al SO de Alhaurín de la Torre, se han localizado una serie superficies sobre los mármoles que forman la Sierra de Mijas, que al igual que en los dos sectores anteriores, hemos identificado como rasas marinas. Pero aquí estas rasas presentan la particularidad de encontrarse basculadas hacia el N con distintas pendientes. Estas pendientes son menores en las rasas más altas (0º-3º) que en las más bajas (hasta 25º) (Figura 4.53 y Figura 4.54), lo que nos hace pensar en una evolución eustática similar a la de los dos casos anteriores pero esta vez interactuando con movimientos tectónicos locales que producen un basculamiento progresivo en este sector de la Sierra de Mijas (Figura 4.55). Figura 4.53. Perfil topográfico de los Llanos de Peñaprieta en el que se pueden identificar tres plataformas erosivas marinas basculadas hacia el N. La más alta es la más moderna y la menos basculada, mientras que la más baja es que presenta mayor grado de inclinación. La localización del este perfil se puede encontrar entre las marcas A3-A3’ de la Figura 4.48. Figura 4.54. Fotografía interpretada de las superficies erosivas marinas que se han distinguido en los Llanos de Peñaprieta. En ella se puede apreciar como los sedimentos pliocenos se depositan en on-lap sobre una primera superficie erosiva con una pendiente media superior a los 25º. Por encima se sitúa una segunda superficie erosiva con una pendiente en torno a 9º, y más hacia la sierra se situaría una tercera superficie subhorizontal que no es apreciable con la perspectiva de esta foto.Figura 4.48. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 167 4 Figura 4.55. Modelo de formación y evolución de las rasas marinas de los Llanos de Peñaprieta en las que la elevación eustática del nivel del mar se interrelaciona con el basculamiento de la zona como consecuencia del plegamiento de la Sierra de Mijas en este sector. Compárese la morfología del estado final con el perfil que se presenta en al Figura 4.53 y la fotografía interpretada de la Figura 4.54. Así, partiendo de un estado inicial en el que se desarrollaría una primera superficie de erosión marina durante la APNM mínima, comenzaría el basculamiento de la vertiente norte de la sierra, produciéndose el depósito de los materiales pliocenos que ahora encontramos adosados a la parte baja de la rasa (Ver Figura 4.54). En fases posteriores se seguiría produciendo el basculamiento de la zona junto con la subida del nivel del mar que alcanzaría primeramente la 168 Movimientos Verticales Neotectónicos APNM intermedia y después la APNM máxima. Esta APNM máxima se puede situar en la cota +315 m. Las cotas de las dos APNM previas no se puede calcular al haber sido borradas por la propia dinámica del proceso de formación de las rasas, aunque en términos relativos es coherente una subida progresiva de la cota de las distintas APNM. El hecho de que la superficie erosiva de la APNM máxima se encuentre subhorizontal implica que en este sector el basculamiento principal tuvo que cesar una vez alcanzado el máximo nivel del mar para esta época, es decir, durante el máximo del ciclo TB 3.4. A pesar de ello, para encontrar en la cota actual esta superficie (+315 m), en la zona se habría producido un levantamiento de 225 m. 4.4.4.4.- Las rasas marinas de Alhaurín el Grande En la parte Sur de la población de Alhaurín el Grande se puede apreciar una línea de ruptura de pendiente cóncava en la que se pasa de los más de 20º que muestran las crestas de mármol a una superficie más o menos continua con un gradiente en torno a los 10º hacia el N (Figura 4.48). Esta superficie, excavada en los mármoles, la interpretamos como resultado de la acción marina durante el Plioceno, y por lo tanto, sería equiparable las rasas marinas que se han ido describiendo anteriormente (Figura 4.56). Figura 4.56. Perfil topográfico al S de Alhaurín el Grande en el que se puede identificar una sola plataforma erosiva marina basculada 10º hacia el N. Obsérvese como la superficie erosiva tiene continuidad sobre los materiales sedimentarios aluviales de la cuenca (conglomerados), terminando en su extremo septentrional en un acantilado. La localización del este perfil se puede encontrar entre las marcas A4-A4’ de la Figura 4.48. Esta superficie tiene dos particularidades geomorfológicas: 1. la superficie tiene continuidad en los materiales conglomeráticos que forman los depósitos sedimentarios de la cuenca (Ver Figura 4.48 y Figura 4.56). 2. la superficie termina hacia el Norte en un acantilado vertical excavado en los propios depósitos sedimentarios de la cuenca (Ver Figura 4.48 y Figura 4.56). ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 169 4 Estas particularidades geomorfológicas presentan varias implicaciones en cuanto la edad y posición estratigráfica de los materiales que forman parte de los abanicos aluviales que rellenan la cuenca en este borde (ver Apartado 4.2. - Primer episodio dentro de la Primera Fase Deposicional - Fase 1a). Estos depósitos conglomeráticos, con desarrollo de cementación calcárea masiva, parecen haber sido erosionados por el mar durante alguna de las 3 APNM descritas hasta ahora dentro del Plioceno Inferior, generando una superficie de erosión marina. Esto implica que dichos materiales son tanto o más antiguos que los materiales pliocenos de origen marino que se depositan por toda la cuenca, y que por lo tanto, tendrían de mantener una relación estratigráfica con ellos. Para valorar este hecho, se ha levantado una columna estratigráfica en los materiales pliocenos situados en la zona Sur de la población de Alhaurín el Grande (Figura 4.57), de los que se tomaron muestras para realizar un análisis de contenido paleontológico. La secuencia sedimentaria que se representa en la columna muestra una tendencia inicial regresiva con una continentalización de la cuenca en la que se va pasando desde unas arenas con ostreidos a un medio marino restringido con foraminíferos. Hacia techo se pasa a unas arcillas arenosas oscuras que intercala niveles cargados en materia orgánica en la que se alternan niveles más arenosos con otros más margosos en los que se han encontrado gasterópodos, posiblemente de origen continental (podría tratarse de una marisma). A continuación, el siguiente nivel de arena (arenas ocres de grano medio) correspondería un depósito costero que incluye aún un nivel negruzco para pasar hacia techo a un nivel de conglomerados de más energía que podría corresponder a un depósito continental. Por encima, sin embargo, se encuentra un nivel, primero de arenas, y posteriormente de margas bastante potente. Esto nos estaría dando una secuencia transgresiva. La parte alta de la columna la forman unos conglomerados pleistocenos rojizos depositados sobre una discordancia erosiva. No se ha podido realizar el levantamiento de la columna completa hasta llegar a los conglomerados masivos bien cementados que forman el acantilado situado al S de Alhaurín el Grande, ya que los conglomerados pleistocenos rojizos cubren, siguiendo la discordancia erosiva, todo este intervalo de la secuencia de materiales (de unos 20 m de potencia). Se puede concluir que los materiales pliocenos que se observan en la columna se encuentran por debajo y en continuidad estratigráfica con los conglomerados masivos del acantilado (Figura 4.58). En conjunto interpretamos esta serie como de abanico deltaico de tipo regresivo. El carácter transgresivo o regresivo de este borde de cuenca estaría condicionado, no solamente por las fluctuaciones del nivel del mar, sino que jugaría también un papel notable la actividad tectónica del área. 170 Movimientos Verticales Neotectónicos Figura 4.57. Columna estratigráfica levantada en la circunvalación Sur de Alhaurín el Grande sobre materiales pliocenos. Las etiquetas AG-x corresponden a la numeración de la toma de muestras para el análisis de contenido paleontológico Se adjunta fotografía de parte de los materiales de la columna levantada. La localización exacta de esta columna se puede encontrar marcada con una © en la Figura 4.48. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 171 4 Figura 4.58. Fotografía en la que se aprecia como los sedimentos pliocenos que se han descrito y analizado en la columna estratigráfica © (Figura 4.57) se sitúan por debajo de los conglomerados masivos que forman los depósitos del borde de la cuenca, en una secuencia de continentalización del medio. Una vez vista la continuidad estratigráfica del medio sedimentario, que nos indica que los conglomerados masivos se encuentran en el techo de una serie regresiva, se analizan los rasgos geomorfológicos que destacan en estos materiales: la superficie de erosión marina y el acantilado. Solamente se ha identificado un nivel de terraza marina, por lo que no podemos relacionarlo a priori con alguna de las APNM identificadas en las otras zonas. Sin embargo, la reconstrucción de la historia estratigráfica, eustática y tectónica de la zona nos hace pensar que la formación del acantilado podría estar relacionada con la APNM mínima, como ocurría en El Romeral, quedando la terraza que bisela el conglomerado y los mármoles de la sierra relacionada con la APNM intermedia y/o APNM máxima. Por lo tanto, esta superficie estaría generada por una APNM que se ajustaría al máximo nivel alcanzado por el mar durante el Plioceno Inferior a lo largo del ciclo de tercer orden TB 3.4 (Haq et al., 1987). Según esto, los cuerpos conglomeráticos masivos en los que se talla el acantilado y la terraza marina corresponderían al Plioceno Inferior, lo que es coherente con la datación de Guerra-Merchán et al. (2000) de los depósitos marinos que se encuentran en continuidad estratigráfica con ellos. Sobre la superficie erosiva marina de estos conglomerados se depositan posteriormente los abanicos de Palomas (Ver Figura 4.13 del Apartado 4.2) y Dehesillas (Epidosio 1b de la Primera Fase Deposicional de los abanicos aluviales que se extiende por el borde de la Sierra de Mijas –ver Apartado 4.2), ya en un ambiente continental que durará hasta la actualidad. El hecho de que la superficie de erosión marina tenga una inclinación de 10º hacia el N implica que haya habido un basculamiento posterior. Este basculamiento podría estar relacionado con un plegamiento de la Sierra de Mijas en este sector, que en contraste con el sector de Alhaurín de la Torre, sí ha continuado su actividad después del Plioceno Inferior (a parte de un levantamiento general coherente con el patrón descrito en el Apartado 4.4.3.1). El plegamiento de la sierra en este sector nos hace pensar en una propagación del pliegue hacia el O. La superficie erosiva tiende a rodear la sierra por el Oeste con una inclinación siempre radial (Figura 4.48) 172 Movimientos Verticales Neotectónicos describiendo una estructura que interpretamos como la terminación periclinal del pliegue. Además, la superficie erosiva se encuentra inclinada 2º hacia el O según un perfil topográfico longitudinal realizado por el centro de la plataforma en una paralela a la paleolínea de costa (Figura 4.59). Esta terminación periclinal también es dibujada por los barrancos que salen de la sierra, que, igualmente, se disponen de manera radial (Ver Figura 4.48). Figura 4.59. Perfil topográfico al S de Alhaurín el Grande en el que se puede observar como la plataforma erosiva marina queda inclinada 2º hacia el O como consecuencia de la terminación periclinal del plegamiento de la Sierra de Mijas en este sector. La superficie queda definida en el perfil entre los puntos A5’ y A5’’. Se ha prolongado el perfil hasta el punto A5 para comparar la posición respecto a la rasa de Los Nebrales. La localización del este perfil se puede encontrar entre las marcas A5-A5’-A5’’ de la Figura 4.48. Entre los puntos A5’ y A5’’ el perfil discurre por el centro de la plataforma dibujando una línea paralela a la paleolínea de costa. 4.4.4.5.- Las rasas marinas del extremo oriental de la Sierra de Mijas Al Este de Alhaurín de la Torre, las rasas marinas que se ha identificado a lo largo de todo el frente N de la Sierra de Mijas desaparecen, para volver a aparecer en la terminación oriental de la sierra, en la vertiente de Torremolinos. Esta ausencia de rasas puede deberse a tres posibles causas: − que no se hayan dado las condiciones adecuadas para que se formen (dirección de corrientes marinas desfavorables, predominio de la sedimentación, etc) − que hayan desaparecido por un mayor grado de erosión relativa − que estén cubiertas por los sedimentos que rellenan la cuenca, y por lo tanto, que la zona haya sufrido un hundimiento relativo Las rasas de la zona de Torremolinos presentan un nivel de degradación bastante más acusado que el que hemos encontrado en el resto, y no nos ha sido posible distinguir las distintas terrazas asociadas a las APNM que hemos definido en las otras zonas. Solamente hemos podido identificar un nivel máximo de paleolínea de costa situado a +200 m s.n.m. Además, como se verá más adelante, estas rasas parecen estar afectadas por una falla con dirección NNE-SSO que controla la morfología de esta terminación de la sierra. Por otro lado, Rodríguez-Vidal et al. (2007) identifican 2 niveles de superficies erosivas que atribuyen al Plioceno Inferior y al Plioceno Superior a unas alturas de 250-220 m y de 140-200 m, respectivamente. Este hecho introduce un ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 173 4 interesante elemento de comparación entre la correlación del esquema de sucesión de APNM deducido para la Cuenca de Málaga en esta Tesis, y el descrito por estos autores en el extremo oriental de la Sierra de Mijas. Para Rodríguez-Vidal et al. (2007) la superficie del Plioceno Inferior estaría asociada al ciclo de tercer orden TB 3.4 de la curva de Haq et al. (1987), mientras que la del Plioceno Superior la enlazan con unos depósitos de transición marino a continental (abanico deltaico) que estos autores datan como Plioceno Medio inicial (~3 Ma) y lo asocian a una APNM durante el ciclo de tercer orden TB 3.5. Este esquema de distribución de superficies erosivas: 2 superficies, la más antigua más alta, y la más moderna más baja topográficamente, no se ajusta a las observaciones que hemos realizado en el resto de emplazamientos en los que se han encontrado terrazas marinas dentro de la Cuenca de Málaga: 3 APNM, más alta cuanto más modernas, la más alta relacionada con el ciclo de tercer orden TB 3.4 (~4,7 Ma). No obstante, la complejidad que introduce en el sistema la presencia de una falla, y teniendo en cuenta que la zona de Torremolinos ha seguido expuesta a los distintos cambios eustáticos a lo largo del Plioceno y Pleistoceno (Lario et al., 1993), ambos patrones de evolución pueden ser complementarios, y en cierto modo solaparse. Este aspecto sería objeto de un interesante estudio más detallado que escapa a los objetivos de esta Tesis. A pesar de todo esto, lo que sí podemos interpretar es que en este sector el levantamiento desde el Plioceno Inferior ha sido el menor de toda la sierra (+110 m), lo que es coherente con la tendencia descrita en el Apartado 4.4.3.1. 4.4.4.6.- Interpretación de las deformaciones y levantamientos tectónicos El análisis de las superficies de erosión marinas de cada uno de los sectores que se han analizado en los apartados anteriores, ha revelado que la deformación de la cuenca no es homogénea desde el Plioceno Inferior (Figura 4.60). 174 Movimientos Verticales Neotectónicos Figura 4.61. Esquema en planta y cortes geológicos de la Sierra de Mijas en los que se observa como la estructura tectónica está definida por un intenso plegamiento de los mármoles triásicos que posteriormente se encuentran afectados por un plegamiento más amplio (Modificada de Andreo y Sanz de Galdeano 1994). Figura 4.60. Interpretación tectónica y estimación de los movimientos verticales y sus tasas de deformación desde el Plioceno Inferior del borde sur de la Cuenca de Málaga en base al análisis de la posición y deformación de las superficies de erosión marina pliocenas. Los límites de la figura son los mismos que los de la Figura 4.48. ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 175 4 Por un lado, se encuentran sectores (El Romeral, E de Alhaurín de la Torre, Los Nebrales- Las Lomas) en los que se han identificado solamente movimientos en la vertical de mayor o menor importancia, y otros (Alhaurín el Grande y los Llanos de Peñaprieta) donde además se han identificado basculamientos que podrían estar asociados a un proceso de plegamiento de la Sierra de Mijas (Andreo y Sanz de Galdeano, 1994) (Figura 4.61) En primer lugar hay que destacar como la zona de El Romeral únicamente ha sufrido un levantamiento de +12 m desde el Plioceno Inferior, con una tasa de levantamiento mínima, coherente con el análisis realizado sobre los depósitos pliocenos del Apartado 4.4.3. Además, y como se argumentó en el Apartado 4.3, esta zona no se ve afectada por el plegamiento de la Sierra de Cártama. Por lo tanto, podemos considerar esta zona como uno de los puntos más estables en cuanto a deformación tectónica desde el Plioceno Inferior de toda la cuenca. En cuanto a las superficies de erosión marina situadas en el borde sur de la cuenca, se aprecia un levantamiento general siguiendo el patrón de aumento hacia el Oeste que ya se observaba atendiendo a la altura topográfica a la que se encuentran los depósitos pliocenos en la cuenca (Apartado 4.4.3). Esta variación, a grandes rasgos, sería progresiva aunque existen fallas que parecen estar controlando esta deformación. Estas fallas afectan a la morfología de propia Sierra de Mijas, por lo que para entender este borde de cuenca se ha realizado un análisis del modelo digital del terreno de la sierra. En este modelo se han identificado lineaciones que hemos considerado de origen tectónico ya que están condicionando cambios orográficos y/o en el patrón de la red de drenaje (no controlados por factores litológicos), cambios en la altura topográfica de la línea de crestas, así como la linealidad que presentan varios barrancos (Figura 4.62). Así, se han podido distinguir tres familias principales de lineaciones morfotectónicas: E-O, NO-SE y NE-SO. La familia E-O, la asociamos a lineaciones heredadas de antiguas fallas que articularon el desplazamiento del Bloque de Alborán hacia el Oeste y que cesaron su actividad en el Tortoniense con el cambio de orientación del esfuerzo máximo horizontal a una dirección NNO-SSE (Sanz de Galdeano, 1990). Las otras dos familias, que son además las que se presentan con más frecuencia, han sido identificadas también en la Sierra de Cártama (Ver Apartado 4.2) además de ser descritas en la propia Cuenca de Málaga (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991), así como en otras sierras de la Cordillera Bética en unos términos semejantes (e.g.: Sanz de Galdeano, 1983; Sanz de Galeano et al., 1985, Martínez-Díaz, 1998). Dentro estas lineaciones se han se han identificado cinco fallas, en base al análisis de la estructura tectónica de los trabajos cartográficos de Estévez González y Chamón (1978), Sanz de Galdeano y López Garrido (1991) y Andreo y Sanz de Galedeano (1994), de la deformación de las superficies de erosión marina pliocena, y del análisis de los abanicos aluviales del borde de la sierra (Ver Apartado 4.1). A estas fallas las hemos denominado: 176 Movimientos Verticales Neotectónicos Figura 4.62. Interpretación de lineaciones morfotectónicas y fallas sobre el modelo digital del terreno de la Sierra de Mijas. Las franjas de colores se corresponden con cambios de cota topográfica según la leyenda del perfil topográfico de la parte baja, que se ha realizado a lo largo de la línea de crestas de la sierra. − Falla del Carrascal. Es la falla más oriental y tiene una longitud de casi 5 km con una traza que varía de N-S a NNE-SSO. Tiene un desplazamiento vertical desde el Plioceno Inferior de unos 50 m si atendemos a las rasas marinas a las que afecta, lo que supone una tasa de movimiento vertical de 0,01 m/ka. − Falla de Benalmádena. Esta falla se localiza en la parte centro-oriental de la sierra y tiene una longitud de casi 5 km con una orientación N167E. Esta falla tiene una cinemática según la cual el bloque occidental se levanta respecto al bloque oriental. No se han encontrado criterios que nos permitan calcular tasas de desplazamiento vertical. − Falla de los Arenales. Situada en la parte centro-occidental de la sierra, tiene una dirección, una longitud y una dinámica similares a las de la falla anterior, y tampoco se han podido calcular tasas de desplazamiento vertical. − La falla más occidental que afecta a la sierra es la continuación hacia el sur de la Falla del Acebuchal descrita en el Apartado 4.1.4.2. Esta falla tiene en la sierra ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 177 4 una dirección N30E, que difiere ligeramente de los N43E que presenta en su segmento más septentrional. El segmento que atraviesa la sierra tiene una longitud de 6 km y mantiene la cinemática de movimiento del segmento N en el que el bloque occidental se levanta respecto al oriental, por lo que asumimos que la tasa de desplazamiento es similar (0,02 m/ka desde el Plioceno Inferior hasta la actualidad, dentro de cuyo periodo se ha podido distinguir una tasa de 0,01 m/ka durante el Plioceno que se acelera a 0,05 m/ka desde el Pleistoceno Medio). La falla entera presenta una longitud total de 11 km. − Por último, se ha identificado la traza de la Falla de los Alamillos descrita también en el Apartado 4.1.4.2., situada al noroeste de la sierra. Esta falla tiene una longitud total de 9 km, y una dirección N60E, con una tasa de desplazamiento vertical de 0,05 m/ka desde el Plesistoceno Medio, sin que se haya podido estimar el movimiento durante el Plioceno. Las dos fallas con orientación NO-SE delimitan tres grandes bloques que forman la Sierra de Mijas. Estos bloques muestran distintos tipos de deformación. Así, la Falla de Benalmádena limita por el O el bloque más oriental que presenta algunas características morfológicas que lo distinguen del resto de la sierra. Mientras que en toda la sierra los barrancos tienden a salir de ella perpendicularmente al frente montañoso (de dirección general E-O, sobre todo en la vertiente norte), en este bloque los canales de los barrancos principales se alinean con una dirección notablemente oblicua NO-SE. La línea de cumbres también cambia de dirección en este bloque respecto a la dirección general E-O, para colocarse NE-SO, perpendicular a los barrancos principales. Esta morfología del relieve y disposición de la red de drenaje parece responder a un patrón relicto, posiblemente del Messiniense, que antecede a la morfología actual de la sierra controlada por un plegamiento general de eje E-O. Este plegamiento, por lo tanto, no afecta al bloque más oriental (Figura 4.60), que únicamente se ve afectado por un levantamiento plio- cuaternario que presenta valores de movimiento mínimos dentro de la sierra. Esto es coherente con la estimación de levantamiento postplioceno que se ha deducido del análisis de terrazas marinas de este sector. Además, este bloque presenta las menores cotas topográficas de toda la sierra. Todo ello implica que la Falla de Benalmádena ya era activa en el Plioceno Inferior, ya que servia de límite para la deformación por plegamiento del bloque central de la sierra. El bloque central quedaría limitado por las fallas de Benalmádena y de los Arenales, y fue plegado durante el Plioceno Inferior según ha mostrado el análisis de las terrazas marinas. Este bloque sufre un levantamiento vertical posterior que se puede considerar cualitativamente como de intensidad media dentro de la sierra, lo que también se muestra en las cotas topográficas que presenta. La analogía en dirección, longitud y dinámica de las fallas que limitan este bloque, hacen que las consideremos con una génesis común, y por lo tanto, coetáneas. 178 Movimientos Verticales Neotectónicos El bloque occidental queda limitado al E por la Falla de los Arenales. Como se vio anteriormente, el levantamiento general del borde de la cuenca (incluida la zona de Los Nebrales- Las Lomas) aumenta hacia el Oeste, pero esta tendencia tiene una anomalía en la zona de Alhaurín el Grande (Figura 4.60), donde el plegamiento de la sierra en este bloque está provocando un levantamiento adicional (ver Figura 4.59). A diferencia del plegamiento que afectó a la zona de los Llanos de Peñaprieta que cesó durante el Plioceno Inferior, en el sector de Alhaurín el Grande este plegamiento continúa después del Plioceno Inferior, lo que supone una migración de la deformación hacia el Oeste. Basándonos en estas observaciones, y por coherencia con la actividad postpliocena de los pliegues de Cártama y de Villafranco de Guadalhorce (Apartado 4.3), el plegamiento de este bloque de la Sierra de Mijas podría ser activo en la actualidad. Resulta significativo que las máximas cotas de la sierra se encuentren precisamente en este sector alcanzando los 1150 m s.n.m. en el pico de Mijas, lo que apoyaría también la vigencia de esta actividad. Atendiendo a la morfología de la sierra en este bloque, el pliegue que la forma es un anticlinal simétrico, con una propagación lateral del pliegue hacia el Oeste. A pesar de que la morfología de la sierra en su vertiente Sur está peor preservada, además de ser estructural y litológicamente más compleja, se puede hacer un cálculo de la tasa de deformación de este bloque asumiendo una simetría del plegamiento. De esta manera, se ha analizado la geometría general del pliegue desde el Plioceno Inferior, para poder estimar tasas mínimas de levantamiento de la sierra asociado al plegamiento (Figura 4.63). Figura 4.63. Cálculo de la tasa de levantamiento en la parte occidental de la Sierra de Mijas en base a la reconstrucción geométrica de la disposición de la rasa marina pliocena desarrollada en su vertiente norte, y suponiendo un plegamiento simétrico. El perfil topográfico representado por la línea gris corresponde al perfil actual de la sierra por su punto de máxima cota en el pico de Mijas de 1150 m s.n.m. Para ello se ha modelizado una situación tipo con un perfil con dirección N80ºE que pasaría por la zona de máxima elevación de la sierra. En el perfil analizado se ha situado la superficie de erosión marina de la vertiente norte de la sierra con la inclinación de 10º hacia el N. Se asume una morfología coherente con la que presentarían este tipo de materiales (tipo E1 de los definidos por Hudleston (1973)) y que se ajusta a la morfología estructural propuesta por Andreo y Sanz de Galdeano (1994) (Ver Figura 4.61). Con esta geometría se estima una tasa de levantamiento de 0,070 m/ka. Este valor es representativo de las tasa de deformación en este sector de la sierra desde que se alcanzó el máximo nivel del mar durante el ciclo TB 3.4 (~4,7 Ma). Pero quizá este rango de tiempo sea excesivo, y el desarrollo del plegamiento se haya producido en un periodo más corto y actual, ya que como se ha visto anteriormente, la deformación ha migrado hacia este ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 179 4 sector occidental de la sierra, lo que supondría una tasa superior y más reciente. Por otro lado no hay que olvidar que estas tasas de deformación, en particular la de levantamiento en la vertical, solamente es resultado del plegamiento, por lo que habría que añadir, una tasa de levantamiento general de la zona del orden de 0,090 m/ka, con lo que se alcanzarían tasas para este periodo y en este bloque del orden de 0,160 m/ka. Al igual que ocurría en los pliegue de Cártama y Villafranco de Guadalhorce, este plegamiento podría estar asociado a una falla inversa en profundidad que acomodaría su deformación en superficie con una morfología anticlinal. Esta falla presentaría un movimiento inverso, con ligera componente direccional tipo dextral sobre un plano con una longitud aproximada de 7 km, con dirección N80E y de bajo buzamiento. Unas característica muy similares tendría la falla a la que se podría asociar el plegamiento del bloque central de la sierra en el que se encuentran los Llanos de Peñaprieta. El levantamiento máximo en este bloque también fue señalado en el análisis morfométrico de los abanicos aluviales del borde de cuenca (ver Apartado 4.2), pero en aquel caso se veía controlado por la Falla del Acebuchal, cuya morfología, dirección, actividad pleistocena y relación de corte con la Falla de los Arenales hace que la consideremos como una falla más moderna que las fallas NO-SE. Esta falla, junto con la Falla de los Alamillos, que también tiene asignada actividad pleistocena (ver Apartado 4.2) y la Falla del Carrascal, situada en el extremo oriental de la sierra, formarían un sistema NE-SO que consideramos como el más moderno de la sierra. El valor que se ha calculado de la tasa de movimiento vertical para la Falla del Carrascal desde el Plioceno Inferior (único nivel de referencia) sería más elevado, al asumir que su formación pudo ser posterior. 180 Movimientos Verticales Neotectónicos 4.4.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES Se ha realizado un análisis de la distribución de alturas de los depósitos tortonienses y pliocenos en la Cuenca de Málaga, así como de la posición y deformación de superficies de erosión marina de edad Plioceno Inferior localizadas en la vertiente sur de la Sierra de Mijas. Según esto, se ha observado como existe una tendencia al levantamiento de S a N desde el Tortoniense, que atribuimos a un plegamiento de gran longitud de onda con eje en dirección E- O y que se asocia a la creación de los principales relieves actuales en toda la Cordillera Bética (e.g.: Sierra Nevada, Sierra de Filabres- Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Las tasas mínimas de movimiento vertical han sido estimadas para el periodo Messiniense en valores que van desde los 0,098 m/ka en el S (El Romeral) hasta los 0,256 m/ka del N (El Chorro). El levantamiento general se ve modificado a escala local desde el Plioceno. Estas modificaciones hacen que en la cuenca produzcan movimientos en la vertical diferenciales que generan subsidencia hacia el E de la cuenca y un levantamiento hacia el O, con tasas de mínimas de levantamiento que alcanzan los 0,091 m/ka en su extremo más occidental para el Plio- Cuaternario. Se han identificado dos fallas que concentran el movimiento en el extremo occidental de la cuenca: la Falla de La Robla, con una longitud de 11 km, una dirección N30E y una tasa de movimiento vertical Plio-Cuaternario de 0,02 m/ka; y la Falla de la Sierra de las Nieves, con una dirección N20E, una longitud también de 11 km y tasa de movimiento vertical Plio-Cuatarnario de 0,03 m/ka. En la parte nororiental también se han identificado dos fallas que hemos denominado como Falla del Guadalmedina, de dirección N170E, 14 km de longitud y una tasa de movimiento vertical Plio-Cuaternario de 0,03 m/ka; y Falla de Campanillas, de dirección N35E, una longitud de 7 km y una tasa de movimiento vertical Plio-Cuaternaria de 0,02 m/ka. Además, se ha observado una variación de la tasa de movimiento vertical desde el centro de la cuenca hacia sus bordes N y S. Esta variación muestra una especial intensidad hacia el S, lo que, en ausencia de evidencias de grandes fallas E-O, relacionamos con el plegamiento intra y post Plioceno al que se ha visto sometida gran parte de la Sierra de Mijas. Este plegamiento, con un eje de dirección aproximada E-O, se ha deducido del análisis de las superficies de erosión marina que se encuentran principalmente en esta sierra, que además han reflejado también una tendencia al levantamiento hacia el O desde el Plioceno, lo que es coherente con la tendencia que se observa según la distribución en altura de los depósitos sedimentarios pliocenos. La deformación de la sierra está segmentada en una serie de tres bloques limitados por fallas en los que se ha observado como la deformación por plegamiento ha migrado hacia el O generando un levantamiento adicional que alcanza tasas de movimiento vertical mínimo de 0,160 m/ka en el bloque más occidental, y que está directamente ligado al desarrollo del relieve. Las fallas que ANÁLISIS NEOTECTÓNICO 181 4 independizan los tres bloques de la sierra, Falla de Benalmádena y Falla de los Arenales, son fallas con dirección N167E de unos 5 km de longitud. Estas fallas son cortadas por otro sistema de fallas de dirección NO-SE: Falla del Carrascal, situada en el extremo oriental de la sierra, con una longitud de 5 km y una tasa de movimiento vertical de 0,01 m/ka desde el Plioceno Inferior; y las fallas del Acebuchal y de los Alamillos, descritas inicialmente en el Apartado 4.2.4.2., pero que aquí se han continuado hacia el SO hasta alcanzar una longitud total de 11 y 9 km, respectivamente. 182 Movimientos Verticales Neotectónicos EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 183 5 De los Capítulos 3 y 4 se han obtenido una serie de datos gravimétricos, estructurales y morfológicos que aportan algunas claves para descifrar la evolución neotectónica de la Cuenca de Málaga. En este Capítulo se interpretan de manera conjunta los datos obtenidos en cada uno de los apartados de los capítulos anteriores. Esta interpretación está apoyada por análisis adicionales de modelos digitales del terreno y observaciones de campo, que junto con la integración de datos cartográficos y bibliográficos ya publicados, y la comparación con otras zonas de ambiente geodinámico análogo, nos permiten proponer una estructuración y evolución tectónica de la Cuenca para el periodo neotectónico. Para ello se ha estructurado este capítulo en los siguientes apartados principales: Apartado 5.1. Inicialmente, se analiza la estructuración tectónica de la zona desde el Oligoceno superior-Mioceno inferior, marco precedente del periodo neotectónico, con el objetivo de crear una base adecuada para el entendimiento de la evolución neotectónica de la cuenca. Apartado 5.2. A continuación, se analiza de manera conjunta la posición, geometría y cinemática de las principales estructuras neotectónicas identificadas. Apartado 5.3. En este apartado se aborda la evolución temporal de las estructuras neotectónicas y su relación con los esfuerzos que las han generado. Capítulo5 EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA DE MÁLAGA 184 Apartado 5.4. Se propone un modelo de evolución neotectónica de la Cuenca y se discute su relación con el contexto geodinámico de la Cordillera Bética. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 185 5 5.1.- ESTRUCTURACIÓN DE LA CUENCA DURANTE EL OLIGOCENO SUPERIOR Y MIOCENO INFERIOR-MEDIO En este apartado se analizan, en términos tectónicos, los datos obtenidos tanto de los mapas de anomalía gravimétrica de la Cuenca de Málaga, como de los perfiles de la modelización gravimétrica a escala regional presentados en el Capítulo 3 de esta Tesis. Los datos gravimétricos aportan interesantes datos estructurales que ayudan al entendimiento de la compleja evolución tectónica de la zona desde el Oligoceno superior-Mioceno inferior, lo que nos facilita una buena base para el entendimiento de la actividad neotectónica de la cuenca. Esta interpretación se complementa con la cartografía de superficie existente en la zona y con observaciones de campo propias, así como con la interpretación de las estructuras neotectónicas que se realiza en los siguientes subapartados. En el análisis gravimétrico es de gran utilidad la modelización de varios cuerpos de peridotitas en profundidad. Las relaciones espaciales entre ellos están ligadas estrechamente a la evolución geodinámica de la región1, en la que se produce un desmembramiento de la lámina única original incluida en el Manto de los Reales del Complejo Alpujárride. Así, el cuerpo de peridotitas que se encuentra bajo los Montes de Málaga estaría incluido en el bloque de techo con movimiento al NNE a favor de una falla normal de bajo ángulo, quedando el bloque de muro al Sur (Figura 5.1). Este evento distensivo se produjo durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior (González Lodeiro et al., 1996; Balanyá et al., 1997) respondiendo a un mecanismo de colapso extensional de carácter regional del orógeno alpino previamente formado por el apilamiento principal de los mantos béticos. Esta falla normal de bajo ángulo está representada en la Cuenca de Málaga por una zona de cizalla con dirección N-S situada en el extremo oriental de la Sierra de Cártama (Ver Apartado 4.3 Figuras 4.25 y 4.26), en la que se puede observar toda la sucesión de mantos, desde los niveles estructurales más profundos de la zona del Alpujárride, aflorantes en el anticlinal de la Sierra de Cártama (Manto de Ojen), hasta las unidades del Complejo Maláguide. Esta zona de falla gira para colocarse en una dirección N70-80E y formar la vertiente norte de la Sierra de Cártama. Ambos bordes, norte y este de la Sierra de Cártama, presentan peridotitas fuertemente sepentinizadas y cataclastizadas (Figura 5.2). 1 Este trabajo se centra en la posición y evolución tectónica post-Oligocena del margen Bético del Mar de Alborán. Las relaciones espaciales y tectónicas de estos cuerpos peridotíticos con aquellos aflorantes en el margen africano quedan fuera del alcance y de los objetivos de esta tesis. 186 Estructuración de la Cuenca durante el Mioceno Temprano-Medio Figura 5.1. Esquema de la evolución del cuerpo de peridotitas desde el Oligoceno superior-Mioceno inferior hasta la actualidad. Durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior se produce la actuación de fallas normales de bajo ángulo con movimiento del bloque de techo hacia el NNE. Posteriormente se produce el desplazamiento del Bloque de Alborán hacia el Oeste a favor de corredores de fallas dextrales con dirección E-O, que desplazan el segmento cortical de Torremolinos- Estepona varias decenas de kilómetros hacia el Oeste con respecto al segmento cortical situado inmediatamente al norte. Durante el Tortoniense este campo de esfuerzos comenzó a rotar hasta disponerse el acortamiento horizontal en dirección NNO-SSE desarrollando cada vez más la componente inversa de estas fallas, hasta que finalmente el movimiento en dirección queda prácticamente bloqueado y pasan a actuar como fallas inversas de alto ángulo. Las flechas blancas representan el esfuerzo horizontal para cada momento. Las flechas negras representan la posición de los perfiles gravimétricos modelizados la Figura 3.3 (O: perfil Oeste, C: perfil Central y E: perfil Este). EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 187 5 Figura 5.2. Fotografías de los afloramientos de peridotita de la Sierra de Cártama en su vertiente nortel (a) y oriental (b). Se adjuntas sendas fotografías tomadas sobre lámina delgada al microscopio con luz polarizada de muestras de ambos afloramientos. Tanto en afloramiento como a escala microscópica se puede observar el alto grado de sepentinización que presentan estas peridotitas. 188 Estructuración de la Cuenca durante el Mioceno Temprano-Medio El afloramiento oriental tiene mayor entidad cartográfica, quedando las serpentinitas del borde septentrional en retazos dispersos adosados a los mármoles triásicos. Estas serpentinitas, dado su carácter plástico, formarían los planos preferentes de desplazamiento de esta falla normal de bajo ángulo, al igual que ocurre en otros afloramientos de peridotitas que rodean el Mar de Alborán, tanto en el margen bético como en el Rif africano (Sánchez Gómez et al., 2002). La expresión cartográfica de esta falla en la actualidad, con dos direcciones casi perpendiculares, es reflejo del plegamiento posterior de la zona de falla oligocena-miocena durante la etapa de emplazamiento del Bloque de Alborán hacia el ONO, retocada posteriormente por la deformación del plegamiento que conforma la sierra de Cártama. Esta zona de falla tendría continuidad estructural en la vertiente sur de la Sierra de Mijas (Figura 5.3), donde afloran también las peridotitas serpentinizadas (Estévez González y Chamón, 1978b) en una estrecha franja que conecta en profundidad y hacia el Sur con el cuerpo principal de peridotitas. Esta zona ha sido interpretada por García de Domingo et al. (1994) como el más bajo de los despegues de fallas normales de bajo ángulo existentes en la zona. El cuerpo principal de peridotitas formaría parte del bloque de muro en relación a la falla normal de bajo ángulo oligocena-miocena. Figura 5.3. Perfil geológico esquemático de la estructura profunda de la Cuenca de Málaga, en la que se aprecia la estructura actual de la falla normal de bajo ángulo que articula la rotura de la lámina original de peridotita con movimiento del bloque de techo hacia el NNE. Posteriormente se produce el emplazamiento del Bloque de Alborán sobre la corteza Ibérica que deforma la zona de falla bajo un régimen transpresivo que origina pliegues y cabalgamientos con componente dextral, hasta alcanzar su configuración actual. La zona de falla aflora solamente en la parte norte de la Sierra de Cártama y en la vertiente sur de la Sierra de Mijas, donde enlaza con el cuerpo de peridotitas principal. Después del Oligoceno superior-Mioceno inferior, y con un esfuerzo máximo horizontal dispuesto en dirección ONO-ESE (Sanz de Galdeano, 1983), se produce el emplazamiento hacia el ONO del Bloque de Alborán sobre el macizo Hespérico. Este emplazamiento produce una importante flexura litosférica de la placa Ibérica (Van der Beek y Cloetingh, 1992), que se puede apreciar en los perfiles gravimétricos presentados en la Figura 3.3 del Apartado 3.2.3. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 189 5 A nivel cortical, el desplazamiento del Bloque de Alborán se articula, siguiendo el modelo propuesto por Sanz de Galdeano (1996), según varios segmentos corticales en dirección E-O en los que está dividida la Zona Interna Bética, delimitados por corredores de fallas como el de las Apujarras-Colmenar (Figura 2.5 del Apartado 2.2.2). Estos segmentos corticales avanzaron más cuanto más lejos se encontraban del contacto con la Zona Externa que frenaba su avance, es decir, cuanto más al Sur en la Cordillera Bética, y más al Norte en el Rif. El bloque intermedio es el que más avanza, cerrando el Arco de Gibraltar. En este esquema existe un corredor al Sur del corredor de las Alpujarras-Colmenar paralelo a él, que discurre por la línea de costa de Almería a Málaga y que se interna en la Cuenca de Málaga. Según este corredor el segmento cortical situado al Sur definido entre Torremolinos y Estepona (segmento cortical Torremolinos-Estepona) se ha desplazado hacia el Oeste en relación al segmento que queda al norte, en una cinemática de movimiento dextral (Figura 5.1). Este segmento cortical Torremolinos-Estepona lleva incluido en su estructura interna la mayor parte de la masa peridotítica del Manto de Bermeja que quedó en el bloque de muro de la falla normal de bajo ángulo del Oligoceno superior-Mioceno inferior. Esta masa ultramáfica ahora se encuentra desplazada varias decenas de kilómetros al Oeste de su posición inicial respecto al bloque del Norte, lo que explica la existencia de las dos fuertes anomalías gravimétricas positivas al Este y al Suroeste de Málaga (Torné et al., 1992 y Tubía et al., 1997) (Ver Figura 3.2). Este movimiento es el que estructura la cuenca originalmente controlada por un corredor de fallas de desgarre dextral. Pero no solo en la cuenca se puede detectar este movimiento. También están afectadas las sierras que se incluyen en el segmento cortical Torremolinos- Estepona, como la Sierra de Mijas (Andreo y Sanz de Galdeano, 1994) y la Sierra Blanca (Sanz de Galdeano y Andreo, 1995), para las que estos autores apuntan un movimiento importante hacia el Oeste como responsable de la intensa deformación que se encuentra en ellas. Además, la banda de cizalla que generó la falla normal de bajo ángulo oligocena-miocena, y que incluye las serpentinitas que se encuentran en la zona, sufre un plegamiento de arrastre por este desplazamiento dextral, que explica en gran medida la morfología que esta zona de cizalla presenta en la Sierra de Cártama. El cuerpo menor de peridotitas, localizado bajo el borde norte de la Sierra de Mijas, lo interpretamos como un retazo, procedente del cuerpo localizado bajo los Montes de Málaga, que quedó pinzado por el movimiento en dirección del corredor de fallas que articula el desplazamiento entre segmentos corticales. Este desplazamiento se produce hasta el Tortoniense inferior (Sanz de Galdeano, 1990) cuando se empieza a producir un giro del σHmax hasta posicionarse según una dirección NNO-SSE en el Tortoniense superior, que sigue vigente en la actualidad (Galindo Zaldívar et al., 1993). EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 191 5 5.2.- CINEMÁTICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS A continuación se describen conjuntamente las estructuras neotectónicas que han sido deducidas a partir de los trabajos descritos en el capítulo anterior. Además, y para así obtener una visión completa de la cuenca, también se integran en esta descripción las observaciones de carácter tectónico realizadas sobre los mapas de anomalía gravimétrica (Ver Capítulo 3), así como datos de campo. La neotectónica y la tectónica activa de la Cuenca de Málaga están controladas principalmente por estructuras de plegamiento y fallas (Figura 5.4), que se enmarcan en un régimen de levantamiento de carácter diferencial. Figura 5.4. Principales estructuras neotectónicas de la Cuenca de Málaga y sus relieves circundantes. (SN) Falla de la Sierra de las Nieves, (LR) Falla de La Robla, (AB) Falla de Albornoque, (AL) Falla de los Alamillos, (AC) Falla del Acebuchal, (AR) Falla de los Arenales, (BN) Falla de Benalmádena, (CR) Falla del Carrascal, (CP) Falla de Campanillas, (GM) Falla del Guadalmedina. 192 Cinemática de las Principales Estructuras Neotectónicas 5.2.1.- FALLAS NEOTECTÓNICAS Se han observado en la cuenca y relieves circundantes una serie de fallas que pueden ser agrupadas en cinco familias principales (Figura 5.5), cada una compuesta por fallas que presentan unas características cinemáticas y morfológicas comunes. Figura 5.5. Direcciones de las principales familias de fallas neotectónicas y activas en la Cuenca de Málaga y sus relieves circundantes. 5.2.1.1.- Familia de fallas N70º-85ºE Estas fallas han sido interpretadas principalmente en base a las observaciones realizadas en los mapas de anomalía gravimétrica y observaciones de campo. Su presencia queda fuertemente marcada en las tendencias generales de los valores de anomalía de Bouguer, donde los gradientes entre máximo y mínimos se orientan preferentemente según la dirección N70º-85ºE. Estas fallas controlan en gran medida la orientación general de la cuenca. Se han identificado cuatro fallas principales pertenecientes a esta familia. Una de éstas es la que se sitúa al Sur de la cuenca, y que algunos autores han denominado como Falla de Albornoque (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991; Andreo y Sanz de Galdeano, 1994 y Sanz de Gadeano y Andreo, 1995). Además, estas fallas se sitúan al N y S de la Sierra de Cártama, y al N de Villafranco de Guadalhorce, controlando el borde N de la cuenca. Presentan una gran continuidad lateral, con longitudes de varias decenas de kilómetros que atraviesan de lado a lado la zona de estudio. Presentan también una importante componente de movimiento en dirección tipo dextral, aunque también se aprecian movimientos en la vertical (Figura 5.6). Los movimientos en la vertical hacen que estas fallas estén delimitando las dos subcuencas en la que se puede dividir la Cuenca de Málaga: Sub-cuenca Norte- (SCN) y Sub-cuenca Sur (SCS) (Ver Apartado 3.3.3. para más detalles). En el esquema de evolución de la Cordillera Bética propuesto por Sanz de Galdeano (1996), estas falla son las responsables de articular el movimiento hacia el O del Bloque de Alborán, por lo que los saltos totales que se les asignan son de hasta varias decenas de kilómetros en dirección, y hasta 500 m en la componente vertical (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 193 5 Atendiendo a sur relaciones de corte con el resto de las fallas de la cuenca, esta familia parece la más antigua de las fallas frágiles de la zona. Los depósitos tortonienses de El Romeral y de Alhaurín de la Torre parecen sellarlas, por lo que, como se verá en el Apartado 5.2, la actividad neotectónica de estas fallas es residua o incluso nula. Sin embargo, es fundamental tenerlas en cuenta a la hora de hacer cualquier interpretación neotectónica de la cuenca, ya que fueron las que diseñaron su estructuración inicial, sobre la que se desarrolla posteriormente el resto de procesos tectónicos, sedimentarios y morfológicos que se engloban dentro del periodo definido como neotectónico. Figura 5.6. Fotografía interpretada de una de las fallas de la familia N70º-85ºE en la zona de Los Nebrales. Se puede observar un plano de falla frágil (~3 m de altura) que incluye una banda de brecha de falla y estrías que marcan la dirección de movimiento de los bloques según una falla en dirección tipo dextral con componente inversa. Las manchas más oscuras corresponden a zonas de karstificación posterior. La fotografía está tomada aproximadamente hacia el N. 194 Cinemática de las Principales Estructuras Neotectónicas 5.2.1.2.- Familia de fallas N165º-170ºE Estas fallas han sido identificadas a partir del análisis del relieve a partir de los modelos digitales del terreno, aunque han sido definidas con mayor precisión en base a los datos gravimétricos, por su afección a los depósitos pliocenos y al análisis de la deformación por plegamiento. Así, se han identificado hasta cinco fallas principales de esta familia: • Falla del Guadalmedina, situada en el extremo oriental de la zona de estudio (Ver Apartado 4.4.3.) • la Falla de Benelmádena que afecta a la Sierra de Mijas (Ver Apartado 4.4.4.) y que en su continuación hacia el N podría prolongarse por el borde E de la Sierra de Cártama aprovechando, seguramente, la anisotropía estructural que suponía la falla normal de bajo ángulo que allí existe. Esta falla podría llegar hasta el borde N de la cuenca. • Falla de los Arenales, que afecta a la Sierra de Mijas (Ver Apartado 4.4.4.) • Y delimitando el Surco de Villafranco de Guadalhorce (SVG) por el E y por el O, habría dos fallas deducidas principalmente por datos gravimétricos (Ver Apartado 4.4.3.). Estas fallas presentan una longitud variable, que oscilan entre los 6 km y los 17 km de la Falla de Benalmádena, considerando su prolongación septentrional. Presentan un movimiento principal en la vertical de tipo normal, delimitando surcos de sedimentación en las zonas deprimidas. Debieron jugar un papel importante delimitando los surcos de sedimentación tortoniense. El SVG parece ser la continuación hacia el S del surco de sedimentación tortoniense que se extiende desde El Chorro, situado más al N. Además en esta zona se han obtenido en sondeos espesores de sedimentos pliocenos de más de 500 m. Todo ello apunta a que estas fallas han de tener saltos de varios centenares de metros desde su formación. 5.2.1.3.- Familia de fallas N20º-30ºE Con esta dirección se han identificado cuatro fallas principales, las dos más occidentales, Falla de la Sierra de las Nieves y la Falla de la Robla, delimitan sendas sierras con un movimiento de salto en la vertical según un plano de falla subvertical en el que el bloque levantado queda hacia el O. Estas fallas han sido deducidas a partir del análisis de la altura topográfica a la que se encuentran actualmente los depósitos pliocenos. Así, hemos asignado saltos de 150 y 100 m, respectivamente, desde el Plioceno inferior, aunque se han descrito saltos totales de más de 600m (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991). EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 195 5 En el extremo suroriental de la zona de estudio, delimitando la Sierra de Mijas por el E, se localizan las otras dos fallas que completan la familia N20º-30ºE con una cinemática similar a las anteriores (fallas de alto ángulo con salto en la vertical y labio O levantado). La Falla del Carrascal afecta a la superficie de erosión marina pliocena que se desarrolla en la sierra, con un salto de unos 50 m. Esta falla podría formar parte de una zona de cizalla más amplia que queda marcada de manera significativa en los mapas de anomalía gravimétrical a escasos centenares de metros al E de la del Carrascal. Esta falla tiene asignados saltos totales de más de 600 m (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991) y está condicionando la morfología actual de la costa. Como se observa en la cartografía, las fallas occidentales alcanzan longitudes de 11 km, sin que se tenga certeza de la longitud de las fallas orientales. Atendiendo a los datos gravimétricos, la falla más oriental podría alcanzar los 9 km de longitud, y podría estar afectando a los depósitos plioceno situados bajo el actual cauce del río Guadalhorce, como se puede interpretar del brusco cambio de facies detríticas que se produce en esta zona detectado a partir del registro de sondeos (Linares et al., 1995). 5.2.1.4.- Familia de fallas N40º-50ºE Esta familia está formada por tres fallas principales: fallas de Los Alamillos y Acebuchal, en la vertiente norte de la Sierra de Cártama, y la de Campanillas en el borde norte de la cuenca. Las dos primeras afectan al sustrato rocoso de la sierra, a los materiales pliocenos y a los pleistocenos que forman los abanicos aluviales del borde de cuenca. Su movimiento es de salto en la vertical según un plano de alto ángulo de buzamiento y delimitan una zona elevada tipo horst en la que se encuentra el punto más alto de la Sierra de Mijas. Ambas fallas tienen una longitud de 7-8 km. Los saltos asignados son de unos 100 m desde el Plioceno inferior, y en torno a los 40 m desde la base del Pleistoceno Medio, sin que se tengan indicios de actividad anterior. La Falla de Campanillas ha sido deducida observando el salto que se producía en los materiales pliocenos situados a ambos lados de la falla, que es de 90 m, así como atendiendo al marcado control de la morfología de la margen izquierda del valle del río Campanillas. Esta falla tiene una longitud de 7 km. A pesar de no haber encontrado indicios directos de materiales cuaternarios afectados, consideramos que presenta unas características morfológicas y ciinemáticas que son asimilables a las de las dos anteriores. 5.2.1.5.- Familia de fallas N60º-85ºE En esta familia se incluyen las fallas ocultas a las que estarían asociados los pliegues de Cártama y Villafranco de Guadalhorce. Aunque no afloran en superficie, estas fallas juegan un importante papel en la estructuración neotectónica de la cuenca. Presentan una longitud de 7-8 196 Cinemática de las Principales Estructuras Neotectónicas km, un buzamiento bajo y una cinemática inversa. Del análisis de propagación lateral de sus pliegues asociados, se podría deducir una componente direccional tipo dextral. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 197 5 5.2.2.- PLIEGUES NEOTECTÓNICOS Se han distinguido dos familias de plegamiento en la zona, que presentan orientaciones de sus ejes en dirección N-S y N60º-85ºE (Ver Figura 5.4). 5.2.2.1.- Pliegues N-S De la estructura de los complejos Maláguide y Alpujárride en la geología de superficie en los Montes de Málaga (Chamón y Quinquer, 1976; Estévez González y Chamón, 1978a; Gozález- Lodeiro et al., 1996) (Figura 5.7) se deduce la existencia de una serie de pliegues anticlinales y sinclinales. Los máximos y mínimos gravimétricos obtenidos en el apartado 3.3.3. son coherentes con esta estructura Figura 5.7. Esquema y corte geológico de los complejos Alpujárride y Malaguide de los Montes de Málaga (González- Lodeiro et al., 1996). 198 Cinemática de las Principales Estructuras Neotectónicas Además, hacia el O, la secuencia se puede completar con un sinclinal, cuyo eje se sitúa en el valle del Río Guadalhorce, y un anticlinal, que se sitúa en la zona de La Robla (Ver Figura 5.4). Esta disposición marca un plegamiento con longitudes de onda de entre 15 y 20 km y amplitud bastante laxa. Se trataría de pliegues simétricos, con una longitud de ejes en torno a los 8-9 km. A diferencia de los pliegues N60º-85ºE, que muestran una clara concordancia entre anticlinal con relieve positivo, y sinclinal con relieve negativo, estos pliegues no muestran una relación directa con el relieve. Este hecho se puede constatar, por ejemplo, en la ubicación del valle del río Guadalmedina (al N de la ciudad de Málaga) que discurre por la traza axial de uno de estos anticlinales. No obstante, creemos que estos pliegues sí pudieron condicionar la formación de un surco de sedimentación tortoniense con orientación N-S coincidiendo con el sinclinal del valle del Guadalhorce que se extendería hasta el surco sedimentario de Villafranco de Guadalhorce, que se sumaría a la acción de las fallas N165º-170ºE descritas anteriormente. El papel en el tiempo que juegan estos pliegues en la estructuración de la cuenca, es similar al que atribuimos para las fallas N70º-85ºEl. 5.2.2.2.- Pliegues N60º-85ºE Los pliegues que presentan estas orientaciones han sido detalladamente estudiados en los Apartados 4.3 y 4.4. Se trata de los pliegues de la Sierra de Mijas, el de Cártama y el de Villafranco de Guadalhorce, que se han definidos como anticlinales. Además, se ha definido un eje de sinclinal que se sitúa al N de la Sierra de Cártama. Por continuidad geométrica se dedice la existencia de otros dos sinclinales entre los anticlinales de la Sierra de Mijas, y los de Cártama y Villafranco de Guadalhorce. La dimensión longitudinal de todos estos pliegues es de 7-8 km, presentando terminaciones periclinales a ambos lados, aunque la dirección de propagación lateral preferente se ha estimado hacia el OSO. La geometría de los anticlinales de Cártama y Villafranco de Guadalhorce se ha definido como asimétrica, mientras que la de los pliegues de la Sierra de Mijas parece ser más simétrica. Las secuencias de anticlinal-sinclinal presentan una longitud de onda inferior a la decena de kilómetros, aunque parecen aumentar hacia la Sierra de Mijas, y una amplitud en torno a un kilómetro, encontrándose flancos con buzamientos de hasta 30º. Con estos parámetros se ha estimado un levantamiento por plegamiento desde el Plioceno de más de 530 m para la Sierra de Cártama, y de 330 m para el bloque más occidental de la Sierra de Mijas. En base a los datos gravimétricos expuestos en el Apartado 3.3.3., se ha identificado también un plegamiento según esta orientación en los Montes de Málaga. Este plegamiento ya fue apuntado por Chamón y Quinquer (1976) y Estévez González y Chamón (1978a) entre otros autores. Su longitud de onda es mucho mayor que la de los pliegues de Cártama, Villafranco de Guadalhorce y Sierra de Mijas, y presentan una geometría también mucho más laxa. Se prolonga EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 199 5 longitudinalmente varias decenas de kilómetros, y en su extremo occidental parece afectar al perfil longitudinal del Río Guadalhorce a su paso entre Álora y Pizarra. Como se puede apreciar en la Figura 5.8, el perfil longitudinal del valle del Rio Guadalhorce realizado para esta Tesis y el perfil que representan Shoorl y Veldkamp (2003) en ese mismo tramo, parece indicar un levantamiento en dicho punto que puede afectar incluso a los sedimentos pliocenos. Figura 5.8. Perfiles longitudinales del valle del Río Guadalhorce. a) Figura 4.35 del Apartado 4.3.4.2. en la que se observa como en el final del Tramo 5 se produce un ligero abombamiento como consecuencia del levantamiento que produce la propagación hacia el O del pliegue E-W que afecta a los Montes de Málaga. Obsérvese también, como la afección al valle es mucho menor que la que se produce en el sinclinal que se encuentra al N de la Sierra de Cártama. b) Figura 6 modificada de Shoorl y Veldkamp (2003) en la que se puede apreciar un levantamiento en a zona situada entre Pizarra y Álora, que coincide con el Tramo 5 en la figura a). Obsérvese como el plegamiento parece afectar a los sedimentos pliocenos analizados en dicho trabajo. 200 Cinemática de las Principales Estructuras Neotectónicas 5.2.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS Atendiendo, principalmente a los análisis de la distribución de alturas de los depósitos tortonienses y pliocenos en la Cuenca de Málaga se ha observado como existen varias tendencias de levantamiento que varían en el tiempo y en el espacio. Estas variaciones se han utilizado para analizar los movimientos verticales neotectónicos que sirvan para entender la evolución tectónica reciente de la zona. Se observa una tendencia al levantamiento de S a N desde el Tortoniense, que alcanza valores de más de 600 m en El Chorro. Esta tendencia podría estar relacionada con el flanco sur de un plegamiento de gran longitud de onda con eje en dirección aproximada E-O y que se asocia a la creación de los principales relieves actuales en toda la Cordillera Bética (Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Esta tendencia de levantamiento desde el Tortoniense se ve modificado a escala local desde el Plioceno, lo que hace que se observe una variación de la tasa de movimiento vertical desde el centro de la cuenca hacia sus bordes N y S, atestiguada por la posición de los materiales pliocenos. La variación muestra una especial intensidad hacia el S, lo que, en ausencia de evidencias de grandes fallas E-O, relacionamos con el plegamiento con eje ENE-OSO al que se ha visto sometida gran parte de la Sierra de Mijas. La variación hacia el N, más tenue, estaría relacionada con el plegamiento de gran radio de los Montes de Málaga en la misma dirección. Las variaciones de movimientos verticales relativos más significativos desde el Plioceno en la cuenca se producen de E a O, atestiguada por la posición actual de los depósitos marinos de Plioceno inferior (previa corrección de la altura de la máxima parada del nivel del mar para ese periodo). Se han estimado movimientos en la vertical de más de 400 m en el extremo O, que son coetáneos con una subsidencia hacia el E, mostrando un patrón de levantamiento diferencial dentro de la cuenca. El levantamiento progresivo hacia el O se ha observado también en la Sierra de Mijas atendiendo a la cota topográfica a la que se encuentran en la actualidad las rasas marinas pliocenas. Esta tendencia se observa también en la línea de cumbres de la sierra, lo que implicaría que presenta expresión topográfica, y por tanto, nos hace considerar este levantamiento como activo. La combinación de este levantamiento junto con la actividad del plegamiento ENE-OSO, hace que en el bloque más occidental de la sierra se localice su cota topográfica más alta en el pico de Mijas de 1.150 m snm. Las causas de este levantamiento diferencial en dirección E-O desde el Plioceno inferior serán abordadas en la discusión sobre el modelo de evolución general de la cuenca en el Apartado 5.4. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 201 5 5.3.- DINÁMICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS Como se ha visto en los capítulos anteriores, las estructuras deformacionales que se han identificado en la Cuenca de Málaga presentan signos que muestran una evolución a lo largo del tiempo. Estas estructuras han jugado y/o juegan en la actualidad un papel fundamental en la generación del relieve, en la dinámica fluvial y en los procesos sedimentarios y erosivos. En este apartado se aborda la evolución temporal de las principales estructuras deformacionales y su relación con los esfuerzos que las han generado, para lo que se han tenido en cuenta aspectos como las relaciones de corte entre estructuras, rasgos morfotectónicos, sedimentarios y estratigráficos, así como los datos interpretados de las prospecciones gravimétricas realizadas en esta Tesis, todo ello dentro de un marco de esfuerzos controlado por el acercamiento entre las placas de Euroasiática y África. La mayor arte de las estructuras observadas e interpretadas son coherentes desde el punto de vista dinámico con la existencia en la zona de un estado de esfuerzos transpresivo (Woodcock y Fisher, 1986) en el que se produce un cambio gradual de la orientación del máximo esfuerzo horizontal (σHmax) hasta disponerse con una orientación NNO-SSE en el Tortoniense superior (Sanz de Galdeano, 1990) que sigue vigente en la actualidad (e.g.: Galindo Zaldívar et al., 1993; Serpelloni et al., 2007) (Figura 5.9). De esta forma, la variación del estado de esfuerzos de la región, ha hecho que, en la cuenca, existan estructuras que se han formado en distintos momentos de su evolución, algunas de la cuales ya han cesado su actividad, mientras que otras, han ido variando su cinemática. A continuación, se analiza la evolución temporal de las estructuras tectónicas identificadas en la zona para cada una de las tres fases evolutivas del estado de esfuerzos que se contemplan. 202 Dinámica de las Principales Estructuras Neotectónicas Figura 5.9. Modelo dinámico de evolución de las principales estructuras neotectónicas de la Cuenca de Málaga, que se ajusta a un régimen de cizalla transpresiva (Woodcock y Fisher, 1986) en la que se produce un cambio gradual de la orientación del máximo esfuerzo horizontal (σHmax) hasta disponerse NNO-SSE a partir del Tortoniense superior. (SN) Falla de la Sierra de las Nieves, (LR) Falla de La Robla, (AB) Falla de Albornoque, (AL) Falla de los Alamillos, (AC) Falla del Acebuchal, (AR) Falla de los Arenales, (BN) Falla de Benalmádena, (CR) Falla del Carrascal, (CP) Falla de Campanillas, (GM) Falla del Guadalmedina. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 203 5 5.3.1.- FASE 1: ESTADO DE ESFUERZOS PRENEOTECTÓNICO El movimiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán, que conforma la Zona Interna Bético- Rifeña, comienza al final del Oligoceno (Sanz de Galdeano, 1990 y 1996). En este contexto el tensor de esfuerzos regional se dispone de tal manera que el σHmax se orienta según una dirección ONO-ESE. Los procesos extensionales, relacionados con la formación del mar de Alborán, son coetáneos con el principal movimiento hacia el Oeste del Bloque de Alborán (e.g. Sanz de Galdeano, 1990, Crespo-Blanc, 2000). Controlado por el estado de esfuerzos que actúa en la zona desde el Oligoceno, se generan las estructuras frágiles más antiguas que se han identificado en la cuenca, las fallas N70º-85ºE, que condicionan inequívocamente su evolución neotectónica. Se puede interpretar que esta familia de fallas se dispone según un corredor de fallas de cizalla tipo P y tipo Y (Tchalenko, 1968; Logan et al., 1979), de movimiento en dirección bajo un régimen transpresivo. En el esquema de evolución de la Cordillera Bética propuesto por Sanz de Galdeano (1996), estas falla son las responsables de articular el movimiento hacia el O del Bloque de Alborán. El movimiento en la vertical de estas fallas podría estar asociado a la combinación de dos factores. Por un lado, a la variación de la orientación del σHmax a orientaciones más cercanas a N-S (Fase 2: tránsito al periodo neotectónico). Y por otro, a una variación en la orientación del propio corredor de fallas que afecta a su cinemática, como se discutirá en el modelo regional de evolución neotectónica propuesto en el Apartado 5.4. Los pliegues N-S que se observan en los Montes de Málaga se generaran como consecuencia del desplazamiento hacia el O del Bloque de Alborán. Dentro de los segmentos corticales delimitados por fallas E-O se produce un acortamiento plano-paralelo característico de bandas de deformación por cizalla simple transpresivas, lo que genera un esfuerzo horizontal máximo local paralelo a la banda de deformación (Swanson ,1988) que formaría los pliegues. Dentro de la estructuración general de la Cuenca de Málaga según la familia de fallas N70º-85ºE, se genera la familia de Fallas N165º-170ºE como fallas tipo Riedel antitéticas (R’ ) que se integran en la deformación por cizalla transpresiva considerada con una cinemática de fallas con movimiento en dirección tipo sinestral. 204 Dinámica de las Principales Estructuras Neotectónicas 5.3.2.- FASE 2: ESTADO DE ESFUERZOS TRANSICIONAL Previo al establecimiento definitivo del tensor de esfuerzos que regirá el periodo neotectónico, se produce un cambio gradual en el que varía la orientación de σHmax y de σHmin, pero con la particularidad de que la zona de deformación ya está definida previamente, lo que favorecerá cambios en la cinemática de las estructuras prexistentes. Con el giro gradual del tensor se produce una situación en la que se pasa de una situación en la que predomina el acortamiento plano-paralelo, a una situación en la que predomina la extensión plano-paralela (Woodcock y Fisher, 1986), y donde la deformación en dirección comienza a ser subsidiaria. Las Fallas N70º- 85ºE van perdiendo su movimiento en dirección haciéndose predominante la componente vertical. Los Pliegues N-S irán cesando su actividad durante este periodo, ya que su desarrollo estaba estrechamente ligada a la situación inicial de acortamiento plano-paralelo. Las Fallas N165º- 170ºE, debido especialmente a su orientación respecto al esfuerzo horizontal mínimo (σHmin), que genera extensión NE-SO, desarrollan una importante componente normal, y controlarán los principales surcos de sedimentación Tortoniense. Simultáneamente, comienzan a desarrollarse los Pliegues N60º-85ºE, coherentes cinemáticamente con la dirección de σHmax. Estos pliegues están asociados a la actuación de fallas inversas ocultas con una dirección que asumimos similar. Por último, también se empiezan a generar las Fallas N20º-30ºE, como fallas tipo X dentro de la zona de cizalla considerada, y relacionadas con la extensión plano-paralela. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 205 5 5.3.3.- FASE 3: ESTADO DE ESFUERZOS NEOTECTÓNICO El establecimiento final de σHmax con dirección NNO-SSE, tiene lugar en el Tortoniense superior (Sanz de Galdeano, 1990) producido por el movimiento de convergencia de las placas de África y Eurasia (Livemore y Smith, 1985; Dewey et al., 1989). La orientación del tensor de esfuerzos en el Tortoniense superior bloquea las Fallas N70º-85ºE, que cesan su actividad para esta época, como refleja el hecho de que los depósitos de dicha edad de El Romeral no se vean afectados por la falla situada en la vertiente sur de la Sierra de Cártama. El cese de actividad de estas fallas es señalado también por Sanz de Galdeano y López Garrido (1991) observando la ausencia de signos de actividad en el afloramiento tortoniense de El Chorro. Sin embargo, estas fallas pudieron condicionar en cierta medida la sedimentación tortoniense, no tanto como fallas activas en los bordes de cuenca para aquel periodo, si no, más bien, como estructuras responsables de la morfología del relieve que existía en la cuenca cuando se produjo la transgresión tortoniense. La Cuenca en el Tortoniense superior presentaba ya relieve tanto en la Sierra de Mijas y los Montes de Málaga, como en la Sierra de Cártama, como demuestra el que los depósitos de El Romeral se dispongan sobre los materiales alpujárrides según una discordancia erosiva. Al igual que ocurre con las fallas N70º-85ºE, los pliegues N-S cesaron su actividad en algún momento anterior al Tortoniense superior. Sin embargo, creemos que condicionaron, aunque sea de manera secundaria, la formación del surco sedimentario tortoniense de dirección N-S que se prolonga hasta El Chorro. Este surco estuvo controlado principalmente por las fallas con dirección N165º-170ºE, junto con las N20º-30ºE. Las fallas N165-170ºE serían las fallas con actividad neotectónica s.s. más antiguas y con mayor longitud de la cuenca. Junto con las N20º-30ºE controlan el surco septentrional de sedimentación tortoniense que se prolonga hasta El Chorro, y que llegó a conectar el Mediterráneo con el Atlántico por el actual valle del Guadalquivir (López Garrido y Sanz de Galdeano, 1991). Hay que recordar que estos depósitos tortonienses presentan unos espesores de más de 400 m, lo que evidencia la intensa actividad de estas fallas durante dicho periodo, al menos en esta zona. En su prolongación hacia el S, las fallas N165º-170ºE controlan el surco sedimentario tortoniense de Villafranco de Guadalhorce, sin embargo, no tienen asociado ningún relieve significativo actual en la cuenca, por lo que su actividad como fallas normales cesó en algún momento posterior a la sedimentación tortoniense. Este hecho queda reflejado en el relieve actual que presenta el surco sedimentario tortoniense de Álora-Pizarra, en el que las máximas cotas de los afloramientos de esta época se encuentran en la actualidad por encima de los relieves de los Montes de Málaga, que entonces servían de áreas fuente de la sedimentación (Figurar 5.10). 206 Dinámica de las Principales Estructuras Neotectónicas Figura 6.10. Fotografía en la que se observa el relieve actual de los afloramientos tortonienses de Álora y Pizarra. Se puede observar como el surco de sedimentación tortoniense queda ahora expuesto con cotas topográficas que superan las de los Montes de Málaga (situados al Este, a la izquierda en la foto). En la parte de abajo se muestran los perfiles topográficos en los que se observa como los afloramientos tortonienses de Álora y Pizarra quedan por encima de la cota topográfica de los relieves de los Montes de Málaga, que durante el periodo de sedimentación sirvieron de área fuente, lo que implica un cese en la actividad de las fallas N165º-170ºE con componente normal que controlaron el surco de sedimentación. Sin embargo, las fallas N165º-170ºE son reactivadas durante el Plioceno, aunque introducen un significativo cambio en su cinemática. En la Sierra de Mijas estas fallas limitan los tres bloques que la forman, y, aunque pudieran haber tenido en algún momento salto en la vertical, a partir del Plioceno inferior su papel es el de limitar lateramente la deformación por plegamiento que afecta a la sierra. Un comportamiento similar atribuimos a la falla que limita por el E la Sierra de Cártama, y que independiza el afloramiento tortoniense de El Romeral del plegamiento que afecta a la sierra. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 207 5 La prolongación de esta falla hacia el N y hacia el S también controla el cambio de profundidad del sustrato de la cuenca que se produce tanto en la SCN como en la SCS, y que se apreciaba en el estudio gravimétrico de la cuenca (Ver Figura 3.5 y Apartado 3.3.3). Además, esta falla parece enlazar con la Falla de Benalmádena, en la Sierra de Mijas, alcanzando una longitud total de 17 km. Como se discutirá en el modelo de evolución neotectónico propuesto en el Apartado 5.4, la cinemática pliocena de estas fallas, hace que las clasifiquemos como tear faults, (Dahlstrom, 1969; Biddle y Christie-Blick, 1985), o como transfer fault2 (Dubey, 1997; Twiss y Moores, 2007). Este tipo de fallas acomodan desplazamientos diferenciales de distintas partes de la lámina cabalgante (Figura 5.11). Figura 5.11. Geometría de cabalgamientos segmentados por tear faults (Modificada de Twiss y Moores, 2007) Hay que señalar que la Falla de los Arenales (en la Sierra de Mijas) no se ha encontrado afectando a los depósitos aluviales Pleistocenos del borde norte de la sierra. Esta falla se encuentra cortada por una falla de la familia N40º-50ºE (Falla del Acebuchal) que sí afecta a los materiales pleistocenos de los abanicos. Por esta razón, se podría pensar que la Falla de los Arenales, al igual que el resto de fallas de esta familia, cesó su actividad en algún momento anterior al Pleistoceno. No obstante, creemos que siguen activas articulando lateralmente la deformación que se produce asociada a los pliegues activos N60º-85ºE. El hecho de que en los abanicos pleistocenos de la sierra no se hayan encontrado signos que reflejen su actividad puede deberse a las características 2 En esta Tesis se utiliza el término falla de transferencia para referirse a las fallas N165º-170ºE en su cinemática desde el Plioceno. 208 Dinámica de las Principales Estructuras Neotectónicas cinemáticas propias de este tipo de fallas, en las que pueden coexistir a lo largo de la traza tramos en los que la deformación entre bloques sea muy acusada en la vertical (lo que permite identificar su actividad con mayor facilidad), con otros en los que la deformación se produzca preferentemente en la horizontal, o incluso, tramos en los que no haya movimiento relativo Los pliegues N60º-85ºE son los responsables de gran parte de la morfología actual de la cuenca. Así, los anticlinales con esta dirección forman los principales relieves, quedando en los sinclinales las zonas de sedimentación. Estos pliegues se desarrollan durante todo el periodo neotectónico, y presentan indicios que nos hacen considerarlos como activos. De manera genérica, tienden a propagar su deformación hacia el O, y presentan una actividad compartimentada en bloques limitados por las fallas de transferencia. Hemos encontrado evidencias concluyentes de este fenómeno en el plegamiento de la Sierra de Mijas, donde el sector central fue plegado durante el Plioceno inferior hasta disponer los materiales pliocenos con más de 25º de buzamiento. Este plegamiento cesó su actividad al final de este periodo, mientras que el bloque más occidental, siguió su deformación después del Plioceno, generando el levantamiento de la sierra que ocasionó la progradación de los abanicos pleistocenos, y que, en ausencia de datos que nos hagan pensar lo contrario, consideramos que sigue activa. Parece que sucede lo mismo en el plegamiento de los Montes de Málaga, donde el río Guadalhorce se ve afectado en su tramo entre Álora y Pizarra. No obstante, la deformación no parece constante a lo largo del eje de pliegue, si no que se vería afectada por la segmentación de estos montes según las fallas de transferencia N165º-170ºE, de manera análoga a lo que ocurre en la Sierra de Mijas, aunque, aquí el patrón de variación de la deformación con el tiempo no ha sido definido. El pliegue de Villafranco de Guadalhorce muestra también una tendencia a la propagación hacia el O principalmente, afectando a la red de drenaje, por lo que interpretamos que es un pliegue que sigue activo. En el pliegue de Cártama también ha sido identificada una propagación hacia el O que afecta a la red de drenaje, lo que consideramos como signo de vigencia de la actividad de la estructura. Su propagación podría estar condicionada por una de las fallas de transferencia N165º- 170ºE que discurriría por el wind-gap descrito en el Apartado 4.3.3. Este tipo de morfologías erosivas en pliegues activos han sido asociadas a la existencia de fallas de transferencia que acomodan deformación interna lateralmente (e.g.: anticlinal de Wheeler Ridge —Mueller y Talling, 1997). Por último, hay que señalar el papel esencial jugado por los sinclinales en la formación de las cuencas de sedimentación pliocenas. En la SCN hemos encontrado evidencias de actividad actual del sinclinal observando la afección de la dinámica fluvial del río Guadalhorce. En la SCS EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 209 5 señalamos la presencia de un eje de sinclinal dividido en dos sectores, cuya situación y actividad deducimos por coherencia con los anticlinales de la Sierra de Mijas. Para explicar la formación de estos pliegues y su morfología hemos buscado análogos naturales en la Cordillera Bética. Las longitudes de onda, amplitud y simetría que presentan los pliegues en superficie muestran bastante similitud con los pliegues asociados a la actividad de la falla oculta del Bajo Segura (e.g.: Alfaro et al., 2002a). Para definir la morfología de esta falla, Tabohada et al. (1993) proponen varias hipótesis de geometría que resuelven por medio de modelos tridimensionales de dislocaciones (Figura 5.12). Figura 5.12. Modelos de fallas a las que se asocian los pliegues del Bajo Segura (Modificada de Taboada et al., 1993). La hipótesis 1 supone la existencia de distintas fallas de alto buzamiento que se prolongan hasta los 10 km de profundidad para cada anticlinal identificado en superficie. La hipótesis 2 y 3 suponen una única falla con una morfología compleja de rampas y rellanos. En la 2, el despegue del rellano es superficial a favor del contacto entre los sedimentos neógenos y el sustrato bético, mientras que en la 3 el despegue es más profundo (2,5 km) e implica al sustrato bético. El recuadro de los cortes geológico marca la zona modelizada en los bloques de la derecha. Los modelos A y B simulan diferentes opciones de absorción de la dislocación. Para estos autores, la hipótesis que mejor se ajusta a la morfología de los pliegues identificados en superficie es la hipótesis 3 de la Figura 5.12. Es decir, aquella en la que existe una única falla con buzamiento general hacia el sur que, enraizada a más de 10 km de profundidad, muestra un buzamiento alto hasta los ~2,5 km, donde el plano de falla se curva presentando una geometría convexa hacia arriba que da paso a una superficie cuasihorizontal de despegue (rellano) que termina en una geometría lístrica (rampa frontal). En superficie, asociada a la parte convexa de la falla se genera un anticlinal, seguido por un sinclinal que coincide con el rellano. La rampa 210 Dinámica de las Principales Estructuras Neotectónicas frontal, donde la deformación frágil se extingue a escasos cientos de metros de la superficie (tip line), es sustituida por una deformación dúctil, generando un pliegue asimétrico. El modelo propuesto para la hipótesis 2 de Taboada et al. (1993), supone una morfología similar pero con un despegue más superficial situado en el contacto entre los sedimentos neógenos y el sustrato bético. La diferencia con la hipótesis 3 es que en superficie se generan pliegues de menor longitud de onda y mayor amplitud, lo que conlleva la formación de relieves negativos en los sinclinales. En el caso de la Cuenca de Málaga, se pueden observar patrones de deformación superficial que se ajustan al modelo de la hipótesis 2 de Taboada et al. (1993), aunque en nuestro caso, el hecho de que aflore el sustrato bético, implica que las fallas han de afectar a dicho sustrato, por lo que no contemplamos en ningún caso un despegue a favor de la base de los materiales neógenos. Las fallas N20º-30ºE desarrollan un notable salto vertical y son claves para explicar la formación del surco sedimentario tortoniense con dirección N-S entre Pizarra y Álora que se prolonga hasta El Chorro. Su orientación respecto a la dirección del esfuerzo mínimo horizontal (σHmin) del tensor de esfuerzos regional nos hace pensar en una cinemática de falla normal. Pero, a diferencia de las fallas N165º-170ºE, su movimiento vertical sigue activo, ya que estas fallas muestran un control significativo sobre la morfología del relieve de la cuenca, como se muestra en las fallas de la Sierra de las Nieves y la Robla, y en las situadas al E la Sierra de Mijas, que parecen estar condicionando incluso la dirección de la línea de costa. Esta actividad puede relacionarse con una posible modificación intrapliocena del régimen de esfuerzos en la zona (este aspecto se discute en el Apartado 5.4 una vez definido el modelo regional de evolución neotectónica propuesto para la zona). Por último, las fallas N40º-50ºE, que son la más modernas de las generadas en la cuenca, y muestra evidencias de actividad pleistocena afectando a los materiales aluviales de la Sierra de Mijas, no se ajustan a ninguna de las familias de fracturas desarrolladas bajo el estado de esfuerzos transpresivo propuesto inicialmente. Su orientación y cinemática no es compatible con la dirección de σHmax para el tensor neotectónico. La formación de estas fallas la asociamos a una acomodación frágil de movimientos en a vertical producidos por la posible modificación intrapliocena del régimen de esfuerzos en la zona que permite también el movimiento en la vertical de las fallas N20º-30ºE. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 211 5 5.4.- MODELO NEOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA La estructura que presenta actualmente la Cuenca de Málaga es el resultado de la actuación de sucesivos procesos tectónicos desarrollados en la zona a lo largo de la orogenia Alpina. Sin embargo, la cuenca, tal y como la conocemos hoy en día, se forma a partir del Tortoniense superior (Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991), quedando, a partir de entonces, los procesos neotectónicos registrados tanto en el sustrato de la cuenca como en los materiales sedimentarios que la rellenan. Las estructuras neotectónicas identificadas en los capítulos anteriores controlan las principales deformaciones de la cuenca desde el Tortoniense superior, y por lo tanto, condicionan la sedimentación que se produce durante las trasgresiones marinas que tienen lugar en el Tortoniense superior y en el Plioceno inferior, así como los procesos de sedimentación continental pleistocenos. En este apartado se propone un modelo evolutivo de la Cuenca de Málaga para el periodo neotectónico que contempla las características cinemáticas y dinámicas de las principales estructuras neotectónicas identificadas. Primeramente, se presenta un modelo de estructuración de la zona asociado al estado de esfuerzos preneotectónico (Fase 1 del apartado anterior) que servirá de base para entender la evolución posterior de la cuenca. A continuación, se desarrolla el modelo propuesto para el periodo neotectónico, en el cual se integran los aspectos tectónicos, geomorfológicos y sedimentarios que se registra en la cuenca desde el Tortoniense superior. Finalmente, se discute el modelo propuesto en relación a su integración en el contexto geodinámico regional. 212 Modelo de Neotectónico 5.4.1.- ESTRUCTURACIÓN PRENEOTECTÓNICA Una vez establecido el estado de esfuerzos considerado como preneotectónico (definido como Fase 1 en el apartado anterior) se desarrollan los corredores de fallas en dirección E-O que articulan el movimiento final del Bloque de Alborán hacia el O (Sanz de Galdeano, 1996) (Figura 5.13b). Uno de estos corredores discurre por la línea de costa desde Almería hasta Málaga, presentando en la Cuenca una dirección N70º-85ºE. Este cambio de orientación favorece un estado de esfuerzos transpresivo a través de una estructura tipo restraining bend (e.g.: Christie- Blick y Biddle, 1985) que induciría una mayor componente compresiva de estas fallas (Figura 5.13a y c). Figura 5.13. a) Estructuración principal de la Cuenca de Málaga según un modelo de deformación asociado a un cambio en rumbo de una falla en dirección (restraining bend) controlado por las fallas tipo P y tipo Y que tienen un mayor desarrollo de la componente vertical. La falta de espacio hace que el bloque en el que se encuentra la Sierra de Cártama quede pinzado entre los bloques de la SCN y la SCS, produciéndose un movimiento por escape tipo dúplex de desgarre compresivo. b) Modelo de emplazamiento del Bloque de Alborán sobre las Zonas Externas del orógeno Bético-Rifeño (Según Sanz de Galdeano, 1996) Se marca la zona en la que se encuentra la Cuenca de Málaga. c) Corte esquemático de la Cuenca de Málaga en la que se observa la estructura descrita en la figura a). El escape del bloque de la Sierra de Cártama también se produce en la vertical, lo que hace que este bloque emerja en el centro de la cuenca. La segmentación interna que presenta el bloque involucrado entre las fallas principales puede llegar a presentar estructuras de horst dentro de estructuras de tipo graben, y viceversa, en función de la geometría del acuñamiento de las fallas, de su orientación y del estado transtensivo y transpresivo bajo el que se encuentren (Christie-Blick y Biddle, 1985). (Figura 5.14) EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 213 5 Figura 5.14. Vista en planta de las posibles geometrías de acuñamiento de fallas y sus relaciones con los movimientos en la vertical aplicable a la zona de restraining bend (PDZ: principal deformation zone – zona de deformación principal) (modificada de Christie-Blick y Biddle, 1985). Hay que recordar que el emplazamiento del Bloque de Alborán hacia el ONO se produce directamente sobre la corteza Ibérica a favor de una superficie de despegue con buzamiento hacia el S (Carbonell et al., 1998; Barranco et al., 1990) (Ver Caítulo 4). Las fallas en dirección se enraizarían en esta superficie, generándose así en la Cuenca de Málaga una estructura en flor asimétrica (Figura 5.13c) que presenta una disposición en la que el bloque más meridional (Sierra de Mijas) se eleva respecto al bloque más septentrional (Montes de Málaga), formando una zona deprimida tipo graben entre ambos. De la zona deprimida emerge un bloque central (Sierra de Cártama) debido al movimiento de escape del bloque que queda pinzado entre los dos bloques deprimidos que forman la subcuenca Norte y la subcuenca Sur dentro de la zona de cizalla. Este movimiento de escape, producido por la falta de espacio, puede producirse también en la horizontal y podría llegar a generar movimientos horizontales relativos forzados entre bloques de carácter local incoherentes con el campo de esfuerzos regional, como ocurre en la falla que se sitúa en el borde norte del bloque de la Sierra de Cártama, donde se han localizado estrías que sugieren movimientos sinestrales descritos en la zona por Sosson et al. (1998). En definitiva, la estructura propuesta es coherente y explica a una serie de rasgos morfoestructurales, y datos e interpretaciones aparentemente contradictorias entre distintos autores, que se enumeran a continuación: • la orientación “anómala” ENE-OSO de la cuenca respecto al desarrollo regional de corredores E-O. • el movimiento vertical predominante de las fallas N70º-85ºE en la zona durante esta fase. 214 Modelo de Neotectónico • el levantamiento relativo del bloque de la Sierra de Cártama y Sierra Gorda, dentro de una zona que sufre un hundimiento relativo. • los movimientos dextrales ampliamente predominantes de las fallas de dirección N70º-85ºE, entre la que se incluye la Falla de Albornoque (e.g.:Sanz de Galdeano y López Garrido, 1991; Sanz de Gadeano y Andreo, 1995; Sanz de Galdeano et al., 2001). • los movimientos sinestrales identificados por estrías en el borde norte de la Sierra de Cártama. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 215 5 5.4.2.- ESTRUCTURACIÓN NEOTECTÓNICA Una vez bloqueado el movimiento en dirección de las fallas N70º-85ºE debido a la orientación NNO-SSE del esfuerzo máximo horizontal (σHmax) en el Tortoniense superior (Fase 3), comienza el proceso de modelado neotectónico de la Cuenca. En este proceso hemos distinguido un periodo temprano que abarca el Tortoniense superior y el Messiniense, de un periodo tardío, que incluye el Plioceno y el Cuaternario. Esta distinción se ha realizado basada en las observaciones cinemáticas y dinámicas de las estructuras tectónicas identificadas, que apuntan a una modificación en el tiempo del tensor de esfuerzos considerado. Esto no significa que se haya producido una variación significativa en la dirección de σHmax, ya que ésta viene definida por el acercamiento relativo entre la placa Africana y la subplaca Ibérica, sino que habría habido una variación del σHmin. Este esfuerzo, podría haber cambiado su signo de distensivo, en el periodo temprano, a compresivo en el periodo tardío (Figura 5.15), lo que daría lugar a un cambio en la forma del elipsoide de esfuerzos de prolato (factor de forma R próximo a 0) a oblato (factor de forma R próximo a 1). Las causas de este cambio se discuten en el apartado siguiente (Apartado 5.4.3.). Figura 5.15. División de la Fase 3 de estado de esfuerzos neotectónico en un periodo temprano que incluye el Tortoniense superior y el Messiniense, con un esfuerzo horizontal mínimo (σHmin) distensivo, y un periodo tardío durante el Plioceno y Cuaternario, en el que se produce un cambio en el signo del σHmin para convertirse en compresivo 216 Modelo de Neotectónico 5.4.2.1.- Periodo temprano (Tortoniense superior-Messiniense) Durante el Tortoniense superior se produce la principal transgresión marina de la cuenca, en la que se depositan un gran volumen de material sedimentario detrítico, principalmente en dos surcos sedimentarios: • un surco sedimentario N-S en el eje que forman Pizarra, Álora y El Chorro, en la parte occidental de la cuenca, controlado por las fallas N165º-170ºE y las N20º- 30ºE. Estas dos familias de fallas presentan para esta época un movimiento vertical que articulan una importante subsidencia. Esta cinemática está condicionada por el carácter extensional del σHmin orientado según una dirección ENE-OSO. • un surco sedimentario E-O que discurriría por la subcuenca Sur, cuyo control vendría condicionado por el desarrollo de un sinclinal consecuencia del plegamiento de la zona con un σHmax NNO-SSE. Los sedimentos tortonienses, que en los afloramientos de Álora, Pizarra y El Chorro se depositan casi exclusivamente sobre los materiales del Neonumídico, en el surco E-O no presentan expuesta su base, por lo que suponemos que en profundidad ha de encontrarse la formación Burdigaliense. Sin embargo, en la subcuenca Norte, el Neonumídico aflora con una extensión notable, mientras que no hemos localizado restos de estos depósitos tortonienses sobre ellos. Esta distribución de sedimentos, junto con la interpretación de los datos gravimétricos de la cuenca (Apartado 3.3) nos hace pensar en que el surco E-O principal de sedimentación tortoniense se ubicaba en la subcuenca Sur, y que ésta fuese la zona de conexión con el mar Mediterráneo, quedando la subcuenca Norte probablemente emergida. La distribución de alturas topográficas de los afloramientos tortonienses (Ver Apartado 4.4.1) han mostrado que durante el Messiniense hubo un gradiente de la tasa de levantamiento que aumentaba de S a N. Este gradiente lo hemos relacionado con el flanco Sur del plegamiento con ejes E-O, coherente con la creación de relieve en toda la cordillera desde el Tortoniense (e.g.: Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Para el periodo de sedimentación tortoniense, ya no eran activas las fallas N70º-85ºE que controlaron la cuenca anteriormente, por lo que la sedimentación en el surco E-O pensamos que debió de estar controlada por el desarrollo de un sinclinal. Una vez que se produce la regresión marina en el Messiniense, la cuenca queda emergida y comienza el desmantelamiento erosivo de los materiales tortonienses, mientras continúa el proceso de plegamiento con ejes E-O y la actuación de las fallas N165º-170ºE y N20º-30ºE como fallas normales, posiblemente enmarcado en un régimen de levantamiento general de la zona. Tanto el plegamiento como el levantamiento de la zona estarían relacionados con la dirección de desplazamiento para esta época del Bloque de Alborán a favor de un plano de despegue situado entre 12-15 km de profundidad sobre la corteza ibérica, que pasó de estar sometido a una EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 217 5 deformación por acortamiento plano-paralelo con predominio del movimiento en dirección, a una deformación en la que hay un marcado predominio la componente convergente NNO-SSE, lo que se refleja en superficie con un patrón de deformación que se ajusta a las estructuras descritas. 5.4.2.2.- Periodo tardío (Plioceno-Cuaternario) El proceso deformacional que comenzó su actuación en el Plioceno Inferior consiste, principalmente, en un suave plegamiento dirección N-60º-85ºE y con una longitud de onda inferior a la del periodo temprano, que condiciona de manera determinante la morfología de la cuenca. Usando como analogía el modelo propuesto por Taboada et al. (1993) para la Falla del Bajo Segura, estos pliegues los asociamos a fallas inversas ocultas de la misma dirección, que presentan una geometría de rampas y rellanos (Figura 5.16). Figura 5.16. Corte esquemático en dirección NNO-SSE a través de la Cuenca de Málaga en el sector que incluye la Sierra de Mijas, donde se interpretan los pliegues superficiales como la deformación asociada a la actividad de fallas en profundidad que presentan una morfología en rampas y rellanos. Esta morfología viene condicionada por la existencia previa de las Fallas N165º-170ºE activas en su tramo más profundo, pero que son reemplazadas en superficie por fallas neoformadas con buzamientos más suaves. SCN – subcuenca Norte. SCS – subcuenca Sur Las fallas N60º-85ºE, a las que se asocian los pliegues de superficie, han aprovechado la parte más profunda de las antiguas fallas N70º-85ºE principales, que presentan una dirección prácticamente paralela, y por tanto, compatible con un movimiento de falla inversa con el tensor de esfuerzos neotectónico. Es frecuente que la reactivación y propagación hacia arriba de fallas inversas se produzca mediante planos de cizalla que debido a la escasez de carga litostática en niveles superficiales, presentan buzamientos muy bajos dando geometrías aparentemente lístricas (Hafner, 1951). Con esta geometría de fallas, proponemos un modelo con el que se pueden explicar gran parte de las estructuras de plegamiento que se han identificado en la Cuenca (Figura 5.16). Así, el plegamiento de la Sierra de Mijas estaría asociado al desplazamiento del bloque de 218 Modelo de Neotectónico techo en la zona convexa de la falla, mientras que la subcuenca Sur se desarrollaría en el sinclinal que se sitúa sobre el rellano. La Sierra de Cártama estaría formada por el pliegue asimétrico asociado a la rampa frontal de la falla. El pliegue de Cártama es la estructura de la que se tiene un conocimiento más detallado, y como ya se apuntó en el Apartado 4.3.5., tiene bastante similitud con el pliegue de Marand, en Irán (Delcaillau et al., 2007). Estos autores proponen una geometría y localización en profundidad de la falla a la que asocian el pliegue (Ver Figura 4.39), que se ajusta de manera coherente al modelo propuesto. La subcuenca Norte estaría constituida por el sinclinal que se genera delante del anticlinal de Cártama. El plegamiento de los Montes de Málaga lo asociamos a una geometría similar a la descrita para la formación de la Sierra de Mijas, pero en la que se habría aprovechado la falla más septentrional de las antiguas N70º-85ºE, que presenta un buzamiento más tendido. La transferencia de movimiento de esta falla a la neoformada con menor buzamiento, familia N60º- 85ºE, se produciría de manera más gradual que en la Sierra de Mijas, lo que se reflejaría en superficie como un plegamiento de mayor longitud de onda y menor amplitud. Toda la interpretación realizada hasta ahora respecto las fallas N60º-85ºE de la Cuenca de Málaga se limita al sector que incluye la Sierra de Cártama. Pero existen variaciones laterales, que se resuelven mediante las fallas N165º-170ºE, que en el Tortoniense superior funcionaron como fallas normales, pero que durante el Plioceno y el Cuaternario lo hacen como fallas de transferencia (Figura 5.17). Figura 5.17. Geometría del despegue principal N60º-85ºE que genera en superficie distintos patrones de plegamiento, delimitados lateralmente por las fallas de transferencia N165º-170ºE. Los tres perfiles representados se localizan en los distintos sectores de la Sierra de Mijas, coincidiendo el perfil del sector occidental (A) con el pliegue de Villafranco de Guadalhorce (PVFG), y el central (B) con el pliegue de Cárama. El perfil sobre el sector oriental (C) no corta ninguna estructura significativa en la cuenca. (SCN – subcuenca Norte. SCS – subcuenca Sur). EH = EV EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 219 5 Un perfil realizado sobre el sector occidental de la Sierra de Mijas y el pliegue de Villafranco de Guadalhorce (Figura 5.17A), presentaría una geometría similar, pero con la rampa frontal en una posición más adelantada (hacia el N) que la anterior y con menor desarrollo. Las dos rampas frontales formarían una geometría de fallas en-echelon resultado de una ligera componente direccional tipo dextral, producida por la orientación del tensor de esfuerzos respecto a los planos de falla que nos ocupan. Esta componente dextral es la responsable de la migración lateral de la deformación por plegamiento hacia el O descrita en el pliegue. La falla en este sector podría llegar a afectar incluso a los sedimentos neógenos, que en esta zona muestran una importante potencia si atendemos a la fuerte anomalía gravimétrica negativa (Ver Figura 3.5 del Apartado 3.3.1.). El hecho de que el pliegue de Villafranco de Guadalhorce se superponga a una de las fallas de transferencia N165º-170ºE, podría deberse a una refracción en la rotura como consecuencia de un cambio de medio en la propagación de la falla. Un perfil sobre el sector oriental de la Sierra de Mijas (Figura 5.17C), muestra un plano de despegue con una curvatura convexa más laxa y sin la rampa frontal en su extremo norte, lo que se ajusta a una morfología más sencilla que la mostrada en los dos perfiles anteriores. La sedimentación pliocena se produce preferentemente en las depresiones que forman los sinclinales, tanto de la SCN y como de la SCS (Figura 5.18). Esta sedimentación, además está controlada por las fallas de trasnferencia N165º-170ºE, pero no con una cinemática de salto en la vertical como lo hacían en el Tortoniense, sino, como límite lateral de la deformación intrapliocena por plegamiento. Figura 5.18. Modelo de evolución tectosedimentaria durante el Plioceno, en el que la Falla de Benalmádena, y su prolongación septentrional, perteneciente a la familia N165º-170ºE limita lateralmente los sinclinales que forman la SCN y la SCS, así como la propagación hacia el E del anticlinal de Cártama con una cinemática de falla de transferencia. El modelo se presenta de forma muy esquemática y exagerando la escala vertical para remarcar la diferencia entre la sedimentación a un lado y otro, tanto de la Sierra de Cártama, como de la falla de transferencia. En este sentido hay que recordar que la conexión tortoniense con el mar desde el Norte (desde El Chorro), se producía por la subcuenca Sur, mientras que en la actualidad el Río Guadalhorce discurre por la subcuenca Norte hasta desembocar en el mar. Este cambio de salida al mar de la cuenca se produjo durante los últimos episodios de sedimentación pliocena en tránsito a la continentalización definitiva de la cuenca (Schoorl y Veldkamp, 2003), y como resultado de los procesos de plegamiento de la Sierra de Cártama, que obstaculizó el flujo hacia la subcuenca Sur. 220 Modelo de Neotectónico Esta hipótesis se apoya en que la unidad pliocena sedimentaria más moderna de las descritas por Guerra-Merchán et al. (2000), la Unidad Plioceno 3, solamente se encuentra en la subcuenca Norte (comunicación personal). A partir de ese momento se desarrolla el sistema aluvial plesistoceno de la vertiente Norte de la Sierra de Mijas. El desarrollo de sistemas aluviales ha sido relacionado con el abandono de la salida al mar de antiguos sistemas fluviales en el Sureste de la península Ibérica (Silva, 1994) Por otro lado, el plegamiento de los Montes de Málaga, como se apuntó anteriormente, estaría relacionado con una geometría similar a la descrita para la formación de la Sierra de Mijas, pero en la que se habría aprovechado la falla más septentrional de las antiguas N70º-85ºE, que presenta un buzamiento más tendido. Esta falla, a su vez, estaría segmentada lateralmente también por fallas de transferencia, lo que permite observar desajustes laterales de plegamiento en superficie, como ocurre en el caso de la Falla del Guadalmedina (Figura 5.19). El salto que asignamos a esta falla desde el Plioceno inferior (0,03 m/ka), no respondería a un salto vertical en un sentido estricto, si no que corresponde al desajuste vertical que se produce entre el plegamiento que afecta a cada uno de bloques separados por la falla. En este caso, el bloque oriental se eleva más que el occidental, lo que es coherente con las cotas topográficas y morfología del relieve a ambos lados de la falla. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 221 5 Modificando, en mayor o en menor medida, la estructura neotectónica tardía principal propuesta anteriormente, se encuentran una serie de fallas de alto buzamiento que corresponden a las familias N165º-170ºE, N20º-30ºE y N40º-50ºE. Como se ha visto hasta ahora, las fallas N165º-170ºE juegan un papel relevante en la evolución de la cuenca. Estas fallas presentaban una importante componente normal durante el Tortoniense, y en el Plioceno pasan a funcionar como fallas de transferencia con el cambio de tensor de esfuerzos propuesto. Su traza delimita lateralmente la deformación por plegamiento de las fallas N60º-85ºE, afectando incluso a los rellanos de dichas falla, lo que produce variaciones de la deformación en superficie que afectaron incluso a la sedimentación marina pliocena. Este tipo de fallas ha sido descrito con una cinemática y orientación similar en la parte oriental de la Cordillera Bética relacionadas con el cabalgamiento activo del Bajo Segura (Alfaro et al., 2002b). El cambio de la forma del elipsoide propuesto en el Plioceno, no parece afectar de igual manera a las fallas N20º-30ºE, ya que continúan activas, como muestra el control que tienen sobre la orografía de la cuenca controlando los relieves occidentales de la Sierra de las Nieves y La Robla. Estas fallas, junto con las fallas más modernas de la Cuenca, englobadas en la familia N40º- 50ºE, parecen responder a movimientos verticales de reajuste de bloques. Según el modelo propuesto, las variaciones de tasas de levantamiento durante el Pliocuaternario en una trasversal N-S de la cuenca, se ajustarían prácticamente a los plegamientos principales desarrollados. El gradiente de levantamiento de E a O, respondería a un movimiento hacia el O a favor de la base del Bloque de Alborán sobre la corteza ibérica, que en esta zona comienza a disponerse NE-SO hasta cerrar el Arco de Gibraltar en dirección N-S (Torné et al., 2000). Este movimiento impondría una cinemática de componente inversa de las fallas N20º-30ºE y N40º-50ºE. Hay que señalar que la aceleración de las tasas de levantamiento en el Pleistoceno que hemos detectado en las fallas que afectan a los materiales de esta edad (familia N40º-50ºE), nos hacen pensar en un rejuvenecimiento final de los procesos de deformación que afectan a la cuenca. Este rejuvenecimiento queda también marcado en una fuerte incisión fluvial en la cuenca, en especial en la subcuenca Sur, y que afecta a los materiales aluviales pleistocenos, incluidos los más modernos. Figura 5.19. Movimiento relativo entre bloques a ambos lados de la Falla del Guadalmedina en el que se produce un levantamiento del bloque oriental (+) respecto al occidental (-). Este movimiento relativo se produce como consecuencia de un plegamiento de mayor amplitud en el lado oriental. Obsérvese como la altura topográfica y la orografía es mayor en el bloque oriental que en el occidental. 222 Modelo de Neotectónico 5.4.3.- DISCUSIÓN DEL MODELO Los principales relieves en la Cordillera Bética (Sierra Nevada, Sierra de los Filabres, Sierra Tejeda) se disponen en dirección E-O coincidiendo con grandes antiformas desarrolladas en un proceso general de plegamiento desde el Tortoniense Superior (e.g.: Martínez-Martínez et al., 2002; Braga et al., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004) (Figura 5.20). Figura 5.20. Esquema tectónico de la Cordillera Bética en el que se muestran las principales estructuras formadas desde el Tortoniense (Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004) El modelo de evolución neotectónica propuesto en esta Tesis es coherente dentro de este contexto regional de plegamiento. En la cuenca detectamos este plegamiento más amplio desde el Tortoniense, pero además, hemos distinguido un plegamiento de menor longitud de onda a partir del Plioceno, lo que hace que aportemos matices de mayor escala al contexto regional acotando la deformación en el tiempo, distinguiendo dos periodos (periodo temprano y periodo tardío) para el entorno de la Cuenca de Málaga. En el sector occidental de la Cordillera Bética debido al cierre del orógeno que supone el Arco de Gibraltar, los relieves principales y la línea de costa, comienzan a girar hacia direcciones NE-SO, hasta disponerse N-S a la altura del Estrecho de Gibraltar. Esta tendencia también queda marcada en el entorno de la Cuenca de Málaga, donde la Sierra de las Nieves y La Robla presentan una orografía importante con una orientación NNE-SSO. Estos relieves parecen estar controlados por fallas N20º-30ºE que hemos interpretado como fracturas que articulan el movimiento vertical EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 223 5 de la zona junto con las N40º-50ºE. Las mayores tasas de levantamiento calculadas desde el Plioceno se localizan en la cuenca asociadas a dichos relieves. Por lo tanto, la cinemática de estas fallas no puede responder a variaciones superficiales del tensor de esfuerzos regional que produce los plegamientos N60º-85ºE, sino que han de relacionarse con otros mecanismos de deformación que sean capaces de generar movimientos en la vertical importantes. Existen numerosos los trabajos que hablan de levantamientos regionales en la Cordillera Bética después del Tortoniense, cuyas causas son atribuidas a diversos procesos, que incluyen reajuste isostático (Galindo-Zaldívar et al., 1989), mecanismos de formación de domos (Augier et al., 2005 y referencias incluidas en este trabajo), mecanismos de pseudo core-complex (Booth-Rea et al., 2003) y por supuesto, los mecanismos de plegamiento anteriormente citados (Martínez- Martínez et al., 2002; Braga et al., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004). Descartados los últimos, por la incompatibilidad en la dirección de las estructuras que nos ocupan, cualquiera de los mecanismos anteriores implicaría una cinemática de estas fallas como normales en un régimen distensivo. Sin embargo, hemos visto como las fallas N165º-170º, que tuvieron un importante salto en la vertical durante el Tortoniense, a partir del Plioceno funcionan como fallas de transferencia con un cese completo de la componente vertical. En un régimen de levantamiento regional estas fallas hubiesen continuado su funcionado como fallas de salto vertical, máxime cuando la extensión se supondría favorable por la orientación de las fallas respecto a un σHmin extensivo. En nuestra opinión la generación de relieves NNE-SSO, y por lo tanto la cinemática de las fallas que lo controlan, viene determinada por el cambio de forma del tensor de esfuerzos que se produce en el Plioceno, y que genera un σHmin ONO-ESE que induce acortamiento. Las causas de este cambio pueden estar relacionadas con procesos deformacionales internos en la franja de deformación regional (sistema Cordillera Bético-Rifeña-Mar de Alborán) según modelos de tectónica de escape que se produce por la falta de espacio en la convergencia entre Africana e Ibérica. Se han propuestos varios modelos en este sentido a diferentes escalas. Uno de estos modelos contempla el escape lateral hacia el Oeste de una cuña cortical limitada por el Corredor de las Alpujarras y la Falla de Carboneras, en la zona oriental de la Cordillera (Martínez-Díaz y Hernández-Enrile, 2004) (Figura 5.21). Se ha propuesto también un esquema similar a escala del Mar de Alborán para explicar el cierre del arco de Gibraltar a favor de la falla Transalborán que conecta con la costa africana y se continúa por la Falla de Nekor en el Tortoniense (Leblanc, 1990) (Figura 5.22). Estos modelos apoyarían la existencia de un confinamiento de los esfuerzos en la dirección E-O en las proximidades del arco de Gibraltar y favorecerían tensores compresivos que localmente dificulten o inhiban la extensión perpendicular a σHmax y que implicarían una compresión casi radial. 224 Modelo de Neotectónico Figura 5.21. Modelo de tectónica de escape propuesto para la zona oriental de la Cordillera Bética según Martínez-Díaz y Hernández-Enrile (2004). El movimiento de convergencia entre África e Iberia produce en esta zona el escape de una cuña hacia el O a favor de la zona de fallas del corredor de las Alpujarras y de la Falla de Carboneras desde el Mioceno superior. Figura 5.22. Modelo cinemática para la evolución del Mar de Alborán y el Arco de Gibraltar según Leblanc (1990). Obsérvese como en el Tortoniense (C) se producen un movimiento de traslación hacia el O para la formación del Arco de Gibraltar según un proceso de escape asimétrico controlado por la zona de cizalla Transalborán y la falla de Nekor en el Norte de África. Medidas recientes de GPS detectan en el Arco de Gibraltar un desplazamiento hacia el O del Bloque de Alborán (Fernandes et al., 2007), dentro de un acercamiento entre África e Iberia en torno a 4-5 mm/a con una orientación entre NO-SE y ONO-ESE (Serpelloni et al., 2007 y referencias incluidas en este trabajo) que se absorbe principalmente en los sectores oriental y central de la Cordillera Bética. Las observaciones realizadas por Stich et al. (2006), en base a datos de mecanismos focales y GPS, detectan también este movimiento hacia el O en la parte occidental del Mar de Alborán (Figura 5.23a), al igual que Bastos et al. (1998) por métodos geodésicos. Fernádez-Ibáñez et al. (2007), en base a datos de fracturación hidráulica, mecanismos focales, datos de deslizamiento en fallas activas durante el Cuaternario y grietas en las paredes de sondeos (breakouts), observan un giro de las orientaciones de σHmax en el Arco de Gibraltar donde se EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA 225 5 Figura 5.23. a) Vectores de movimiento entre Africa y Eurasia basados en datos de mecanismos focales y GPS (Stich et al., 2006). b) Orientaciones de σHmax, en el entorno del Mar de Alborán oacia el O en la parte occidental del Mar de Alborán basadas en datos de fracturación hidráulica, mecanismos focales, datos de deslizamiento en fallas activas durante el Cuaternario y grietas en las paredes de sondeos (breakouts) (Fernádez-Ibáñez et al., 2007). En ambos casos se observa un giro de las medidas en el Arco de Gibraltar donde se disponen E-O. 226 Modelo de Neotectónico disponen E-O (Figura 5.23b). Estas observaciones favorecerían la existencia en la zona de estudio de una componente compresiva y de deformación con una orientación general E-O. Los datos aportados por estos trabajos son coherentes con los procesos de escape propuestos anteriormente, lo que los calificaría como procesos activos. Estos procesos son capaces de generar en el frente de avance de los bloques afectados por el escape un esfuerzo compresivo en una dirección aproximada E-O en el marco de un acortamiento regional NNO-SSE. En la Cuenca de Málaga, en el periodo temprano del estado de esfuerzos neotectónico los procesos de escape que ya se estaban produciendo en la parte oriental (Leblanc, 1990, Martínez- Díaz y Hernández-Enrile, 2004) aún no habría llegado a afectarla, lo que permitió el desarrollo preferente de pliegues de gran radio E-W relacionados con el esfuerzo compresivo NNO-SSE, junto con el de las fallas N20º-30ºE y N165º-170ºE con una marcada componente vertical. A partir del Plioceno, periodo tardío, el bloqueo de la componente normal de las fallas N165º-170ºE indica que la zona comienza a ser afectada por un σHmin compresivo de dirección aproximada ENE-OSO, evidenciando la llegada de la deformación que se estaba produciendo inicialmente al oriente. A partir de este momento el levantamiento de la Sierra de las Nieves y La Robla empieza a responder a un reajuste en la vertical producido por el movimiento hacia el O de la zona. En la Cuenca de Ronda, situada al Oeste de la de Málaga, existen pliegues con una dirección NNE -SO que afectan a materiales tortonienses y messinienses (Crespo-Blanc y Campos, 2001), que son coherentes con los procesos deformacionales propuestos. Sin embargo, en la cuenca, al mismo tiempo, comienzan a formarse los plegamientos N60º-85ºE de menor longitud de onda relacionados con las fallas inversas ocultas. Esta deformación sigue estando controlada por el σHmax compresivo de carácter regional, por lo que tendríamos en la zona una coexistencia de dos procesos deformacionales distintos asociados a un tensor de esfuerzos compresivo oblato, con un factor de forma R≈1. El hecho de que predomine una deformación NNO-SSE o ENE-OSO en la zona estaría relacionado con la estructura heredada del periodo preneotectónico. Las estructuras de deformación N60º-85ºE se localizan en la región controlada inicialmente por el corredor de fallas E-O, con el que estaba relacionada la estructura tipo restraining bend descrita en el Apartado 5.4.1.. Esta disposición hace que en el periodo tardío del estado de esfuerzos neotectónico la componente relacionada con el empuje procedente del Este encuentre una estructura con una orientación desfavorable para producir una deformación sustancial en la zona, lo que hace que la deformación en este sentido se transfiera hacia el O y que aquí predomine la formación de pliegues N60º-85ºE resultantes de los esfuerzos producidos por la convergencia de África e Iberia. Al Noroeste, fuera de la influencia de la estructura preneotectónica, se localizan los relieves de La Robla y de la Sierra de las Nieves. Esta zona además presenta una deformación previa a favor de los pliegues N-S, descritos en el Apartado 5.2.2.1., y de las fallas N20º-30ºE formadas en el periodo temprano, por lo que en esta zona se produce la situación opuesta a la anterior, prevaleciendo la deformación NNE-SSO. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 227 6 A lo largo de esta tesis se han identificado una serie de estructuras tectónicas, pliegues y fallas, que hemos interpretado en un modelo de evolución neotectónica de la Cuenca. De estas estructuras, algunas se han considerado como activas. Uno de los signos más evidentes de la actividad tectónica de una zona es la sismicidad, por lo que la existencia de estructuras tectónicas activas en la Cuenca de Málaga conlleva unas implicaciones de carácter sismotectónico de interés para futuros estudios de peligrosidad sísmica. Dichas implicaciones sismotectónicas se analizan en este capítulo, que se estructura en los siguientes apartados principales: Apartado 6.1. Primeramente, se señalan las estructuras que se consideran activas en la Cuenca atendiendo a la dinámica de cada de ellas según el modelo de evolución neotectónica propuesto, y se describe la sismicidad de la Cuenca realizando un análisis de las características de su registro con el objetivo de estimar las incertidumbres asumidas a la hora de evaluar la posible relación de la sismicidad con las estructuras activas identificadas. Apartado 6.2. A continuación, se evalúa el potencial sísmico de dichas estructuras estimando las magnitudes máximas que podrían alcanzar los terremotos asociados a ellas. Capítulo6 TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 228 Apartado 6.3. Por último, se discute la posible relación de los dos mayores eventos sísmicos registrados en el periodo histórico (en 1494 y 1680) con las estructuras activas identificadas. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 229 6 6.1.- ACTIVIDAD SÍSMICA INSTRUMENTAL No todas las estructuras neotectónicas identificadas en la Cuenca de Málaga han sido consideradas como activas en los términos establecidos en el Apartado 4.1 de esta Tesis. Según los criterios expuestos en dicho apartado, y atendiendo a la dinámica de cada estructura según el modelo de evolución neotectónica propuesto en el capítulo anterior, las estructuras tectónicas activas en la Cuenca son (Figura 6.1): los pliegues N60º-85ºE y, por tanto, las fallas inversas ocultas N60º-85ºE las fallas normales N20º-30ºE las fallas normales N40º-50ºE las fallas de transferencia N165º-170ºE Figura 6.1. Principales estructuras activas de la Cuenca de Málaga y sus relieves circundantes. (ZMDA: zona de máxima deformación activa. Ver texto para más detalles). Su actividad se enmarca en un régimen de esfuerzos regional establecido como consecuencia del movimiento de convergencia según una dirección NNO-SSE entre las placas Africana y Euroasiática desde el Tortoniense (Sanz de Galdeano, 1990, Galindo Zaldívar et al., 1993) al que se le superpone un empuje desde el E. Se ha señalado una zona en la cuenca en la que la interferencia de deformaciones asociadas a las distintas estructuras activas descritas en la cuenca parecen concentrarse de manera especialmente intensa. A esta zona la hemos denominado zona de máxima deformación 230 Actividad Sísmica Instrumental activa (ZMDA) (Ver Figura 5.22). En esta zona se incluye el sector occidental de la Sierra de Mijas (donde se alcanzan la máxima cota topográfica de la sierra y se ha detectado una morfometría de abanicos que apunta hacia un levantamiento activo), el alto topográfico de Villafranco de Guadalhorce (pliegue más moderno en formación que el de Cártama), el extremo occidental de la Sierra de Cártama (dirección preferente de propagación del pliegue) y las fallas normales N40º- 50ºE del Acebuchal y los Alamillos, que afectan directamente a los materiales pleistocenos de los abanicos. En esta zona interpretamos que se está produciendo en la actualidad la deformación más intensa de la Cuenca. La sismicidad en el entorno de la Cuenca de Málaga se caracteriza por la ocurrencia de terremotos de magnitud moderada (Figura 6.2) Figura 6.2. Sismicidad en la Cuenca de Málaga y su entorno sobre el Mapa Neotectónico de España E. 1:1.000.000 (Baena Pérez et al., 1998). Se representan solamente los terremotos instrumentales y los históricos de intensidad igual o superior a VII. Se han etiquetado los principales eventos: localización, fecha y magnitud o intensidad (Catálogo Sísmico del IGN). El registro instrumental de esta sismicidad comienza aproximadamente en 1930, momento en el que se establece una red sísmica relativamente completa y homogénea en la región (Martín y TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 231 6 Blázquez, 1983). Los terremotos registrados durante el periodo instrumental no superan un valor de magnitud de 5.5, lo que hace que la zona sea considerada de sismicidad media (Figura 6.3). Figura 6.3. Distribución de la magnitud de la sismicidad en la Cuenca de Málaga y su entorno. Se indica el número de eventos para cada intervalo de magnitud considerado (0.5). La línea roja representa el porcentaje de registros por décima de magnitud de profundidad. De manera genérica, la sismicidad se concentra principalmente en los niveles más superficiales de la corteza (z > 20 km), sin embargo, es interesante destacar que, a diferencia de otras zonas de la cordillera, existe un significativo número de eventos (~20%) que se registran a una profundidad hipocentral entre 20 y 100 km (Figura 6.4). Esta distribución en profundidad se debe a la existencia de una sismicidad de foco intermedio a profundo que se dispone en una franja con dirección N-S y que se extiende casi hasta las costas de Marruecos (Ver Apartado 2.4). Figura 6.4. Distribución hipocentral de la sismicidad en la Cuenca de Málaga y su entorno. Se indica el porcentaje de eventos registradas para cada intervalo de profundidad considerado (5 km). La línea roja representa el porcentaje de registros por kilómetro de profundidad. 232 Actividad Sísmica Instrumental El primer evento superior a una magnitud 5.0 que se registró en el periodo instrumental tuvo lugar en agosto de 1975, alcanzando una magnitud de 5.2 (mbLg). Su hipocentro aparece localizado en el Catálogo Sísmico del Instituto Geográfico Nacional (IGN) al sur de Fuengirola a 28 km de profundidad, sin embargo Coca y Buforn (1994) le asignan una profundidad de 105 km. Para este evento estos autores calculan un mecanismo focal de falla inversa casi puro con un eje de compresión subhorizontal en dirección ENE-OSO. La intensidad máxima que alcanzó este evento fue de IV. El evento con mayor magnitud que se ha registrado durante el periodo instrumental se produjo en agosto de 1976, y tuvo su epicentro al E de Álora alcanzando una magnitud de 5,4 (mbLg). Este evento tuvo un foco situado a 54 km de profundidad. La intensidad máxima que alcanzó fue también de IV. El registro instrumental de la sismicidad más superficial muestra valores de magnitud inferiores a 5.0. Sin embargo, las fallas que se han identificado en esta tesis presentan un potencial sísmico que podría superar esta magnitud. Esta afirmación es aplicable tanto a las fallas con expresión en superficie, como a las ocultas, ya que la formación y crecimiento de estructuras de plegamiento asociados a la actividad neotectónica de este tipo de fallas, ha sido relacionada con la actividad cosísmica recurrente asociada a grandes paleoterremotos a lo largo de millones de años (e.g.: Stein y King, 1984; King et al., 1988; Stein y Yeats, 1989). Este tipo de fallas ocultas han sido descritas en el mismo contexto geodinámico en el que nos encontramos, como son la Falla del Bajo Segura (Alicante) y la Falla de El Asnam, en Argelia. A la primera, se asocia un plegamiento superficial que se ajusta a un modelo de deformación cosísmico (Taboada et al., 1993) responsable del terremoto histórico de 1829 de Torrevieja de intensidad IX-X (e.g.: Alfaro et al., 2002b). La segunda, produjo un terremoto de magnitud 7.3 en 1980 (Philip y Meghraoui, 1983) Las estructuras activas con potencial sísmico identificadas en esta Tesis presentan una geometría en profundidad que ha de estar limitada por la estructura cortical que presenta la zona. Consideramos que todas las fallas que han sido identificadas pueden afectar a un espesor de corteza variable, pero que han de extenderse como mucho hasta la base del Bloque de Alborán, cuyo emplazamiento sobre la corteza superior Ibérica se localiza entre 8 y13 km de profundidad (Carbonell et al., 1998; Barranco et al., 1990). Por esta razón, para realizar el análisis sismotectónico de las estructuras identificadas se han considerado solamente la sismicidad registrada hasta una profundidad máxima de 15 km, cuyos eventos se representan en la Figura 6.5 sobre el mapa de fallas activas. Esta profundidad, además, es coherente con el espesor de corteza sismogenética definido en gran parte de la Cordillera Bética (e.g.: Martínez Díaz, 1998, Fernández- Ibáñez et al., 2005, García Mayordomo, 2005,). TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 233 6 Figura 6.5. Distribución de los terremotos superficiales susceptibles de ser asociados a las fallas activas identificadas en esta Tesis. Profundidad menor o igual a 15 km. Se representan las estructuras activas que afectan a la superficie, junto con los contactos de las principales unidades litoestratigráficas representadas en la Figura 5.9. (ZMDA: zona de máxima deformación activa) Los datos de terremotos han sido extraídos del Catálogo Sísmico del IGN, actualizado a fecha de 3 de Abril de 2008. Dentro de las coordenadas geográficas que definen la zona de estudio de esta Tesis, y con una profundidad inferior o igual a 15 km, se localizan 29 eventos con una magnitud (mbLg) máxima de 3.5. Se ha pretendido realizar un análisis sismotectónico clásico, intentando relacionar la sismicidad existente en la zona con las diferentes estructuras tectónicas activas, pero las características de los datos sísmicos (escaso número de registros, bajas magnitudes, ausencia de series sísmicas completas) llevan implícito un alto grado de incertidumbre. La localización, tanto epicentral como hipocentral, presentan rangos de error que superan en algún caso los ±30 km en la horizontal y los ±16 km en la vertical. Además, hay que destacar la importante cantidad de eventos con un valor de profundidad de 5 y 10 km (Figura 6.6). Este valor no tiene ningún significado sismotectónico. Se trata de un valor muy repetido en el registro sísmico de toda la península Ibérica relacionado con el método de localización empleado. A pesar de los errores de localización descritos, es interesante destacar la ausencia de eventos en la mitad sur de la cuenca, que incluye la zona de máxima deformación actividad (ZMDA) definida en el apartado anterior (Ver Figura 6.5). Esta ausencia de sismicidad en esta zona podría se consecuencia, bien, de una deformación asísmica por procesos de creep, o bien, que se esté produciendo una acumulación de deformación elástica intersísmica. La ausencia de sismicidad en la zona meridional contrasta con la relativa actividad sísmica que se registra en los Montes de 234 Actividad Sísmica Instrumental Málaga relacionada, posiblemente, con pequeñas fracturas que acomodan la deformación principal por plegamiento. 0 5 10 15 0 2 4 6 8 10 nº de eventos Pr of un di da d (k m ) Figura 6.6. Distribución hipocentral de la sismicidad superficial (z <15 km) en la Cuenca de Málaga y su entorno. No se dispone en la zona hasta la fecha de mecanismos focales calculados para terremotos tan superficiales y de tan baja magnitud, por lo que tampoco se tiene la valiosa información que aportan estos datos sobre el estado de esfuerzos actual en la zona. Para realizar un análisis sismotectónico riguroso habría que relocalizar con mayor precisión la sismicidad registrada, y sería interesante calcular mecanismos focales, al menos, para los eventos con magnitud superior a 3.0. Pero la obtención de estos datos queda fuera de los objetivos de esta Tesis. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 235 6 6.2.- POTENCIAL SÍSMICO DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS TECTÓNICAS ACTIVAS La evaluación del potencial sísmico de las principales estructuras activas de la Cuenca de Málaga permite obtener un rango de observación más amplio de la sismicidad que se podría llegar a registrar en la zona. Estos datos serán de gran interés a la hora de realizar futuros análisis de peligrosidad sísmica, ya que se podrán definir con mayor precisión algunos parámetros de cálculo fundamentales en este tipo de análisis, como la caracterización de fuentes sismogenéticas individuales para su introducción en los cálculos de peligrosidad sísmica. Existen numerosos trabajos que relacionan de forman empírica las magnitudes de terremotos con distintos parámetros que caracterizan a las fallas a las que se asocian (e.g.: Wells y Coppersmith, 1994; Vakov, 1996; Stirling et al., 2002). Entre estas relaciones empíricas destacan las realizadas por Wells y Coppersmith (1994) [W&C-94] que son las más aceptadas y usadas en todo el mundo. Estos autores, a través del análisis estadístico de una extensa base de datos de terremotos mundiales, establecen relaciones de magnitud momento (M) con parámetros como la longitud de la rotura en superficie (SRL) y el área de rotura (RA), entre otros (Figura 6.7). Figura 6.7. Regresión de la longitud de rotura en superficie (izquierda) y del área de ruptura (derecha) sobre la magnitud momento (modificado de Wells y Coppersmith, 1994). Más recientemente, Stirling et al. (2002) analizan este tipo de relaciones, pero en terremotos no registrados instrumentalmente, usando paleoterremotos con rotura en superficie, obteniendo una regresión entre los parámetros contemplados y la magnitud (Mw) que apuntan a una minusvaloración en las magnitudes estimadas con las relaciones de W&C-94. Sin embargo, en el caso que nos ocupa, utilizamos las relaciones de W&C-94, ya que proponen distintas regresiones 236 Potencial Sísmico de las Estructuras Activas para cada tipo de cinemática de las fallas consideradas (normal, inversa, dirección). Además, se obtienen valores de magnitud más coherentes con el marco sismotectónico mediterráneo en el que nos encontramos. La longitud y/o su superficie total de las fallas son los dos parámetros que podemos determinar a partir de los trabajos realizados, en base a los cuales podremos estimar el terremoto máximo que cada falla sería capaz de generar por comparación con las relaciones empíricas de W&C-94 (Tabla 6.1). Las ecuaciones que se muestran en la Figura 6.7 corresponden al resultado de las regresiones del total de los pares de datos considerados. Pero en el caso que nos ocupa, se utilizan las siguientes ecuaciones propuestas para las regresiones de fallas inversas: Para falla inversa: • M = 5.00 + 1.22*log(SRL), con una desviación estándar (σ) de 0.28 • M = 4.33 + 0.90*log(RA), con una desviación estándar (σ) de 0.25 Tabla 6.1. Estimación del potencial sísmico de las principales estructuras tectónicas activas en la Cuenca de Málaga. El cálculo de la magnitud momento (M) se ha realizado en función de la longitud de la rotura en superficie (SRL) y/o del área de ruptura (RA) según las relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994), que incluyen una incertidumbre en el cálculo de ± σ (desviación estándar) en unidades de magnitud. Las hipótesis adoptadas para la rotura de las ramas N y S de la familia N60º-85ºE (Hi) se detallan en el texto. N60º-85ºE Rama S Rama N N20º-30ºE N40º-50ºE H1 rellano H2 rampa H3 total H1 rellano H2 rampa H3 total Longitud (km) 9 – 11 7 - 8 7 - 8 21 22 >26 Superficie (km2) 70 315 525 242 >676 962 M f(SRL) 6.16 – 6.27 6.06 – 6.10 6.03 – 6.10 6.61 6.64 >6.73 M f(RA) 5.99 6.58 6.78 6.48 >6.88 7.01 Magnitud Máxima Asignada 6.2 6.1 6.0 6.6 6.8 6.5 6.9 7.0 Para las fallas ocultas N-60º-85ºE se consideran varias hipótesis de rotura, lo que ofrece variaciones significativas de los parámetros de longitud y área de rotura (Ver Tabla 6.1). En primer lugar, se distinguen las dos grandes fallas con potencial sismico: la Rama Sur, con una marcada morfología en rampas y rellanos (Figura 6.8) y responsable de la formación del relieve de la Sierra de Mijas y de los plegamientos de la Sierra de Cártama y de Villafranco de Gualdahorce; y, la Rama Norte, de morfología más suave y responsable de la formación de relieve en los Montes de Málaga. Ambas ramas se enraízan en el nivel de despegue regional situado en torno a los 12-13 km de profundidad, y por lo tanto, afectan a todo el espesor de corteza sismogenética. Se suponen tres hipótesis de rotura para cada una de las dos ramas en función de si la rotura cosísmica afecta a toda la falla, o solamente lo hace a un determinado tramo, ya sea al rellano superficial, o a la TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 237 6 rampa profunda que se enraíza en el nivel de despegue regional. Esta partición de la deformación se puede producir como consecuencia de un desfase en la acumulación de deformación elástica entre ambos tramos dada su notable diferencia de orientación respecto a un esfuerzo común. Figura 6.8. Definición de las Ramas de las fallas N60º-85ºE y tramos de rotura considerados en las hipótesis planteadas para el cálculo del potencial sísmico de estas fallas. Así, la primera hipótesis (H1) considera una rotura cosísmica que afecta a la parte de rellano superficial. Es importante destacar que dicha rotura, en el caso de la Rama Sur se encuentra más compartimentada por las fallas de transferencia N165º-170ºE, lo que genera longitudes de falla o superficies de rotura menores que en la Rama Norte, donde se ha considerado que la falla está limitada únicamente por el E por la Falla del Guadalmedina . La segunda hipótesis (H2) considera una rotura en la parte de la falla más profunda y con mayor buzamiento. Este tramo de falla se ajusta prácticamente a los segmentos de fallas N70-85E que siguen activos como fallas inversas, pero que no llegan a alcanzar en la actualidad la superficie. En este caso no se considera que la rampa se encuentre compartimentada, ya que las fallas de transferencia N165º-170ºE no creemos que afecten a todo el espesor de corteza sismogenética. Por último, la tercera hipótesis (H3) considera una rotura completa (rampa + rellano) de ambas Ramas. En este caso, en la Rama Sur, se supone que la rotura del rellano compartimentado por la fallas de transferencia rompen de manera solidaria en sus tres sectores. Para las fallas de las familias N20º-30ºE y N40º-50ºE se supone una longitud de rotura en superficie (SRL) equivalente a la longitud total de la falla estimada en el Apartado 5.2.1.. Para estas familias no se ha calculado el área total de la falla, ya que no se ha podido definir con un mínimo de certeza el espesor de corteza al que afectan. 238 Potencial Sísmico de las Estructuras Activas Las fallas N165º-170ºE no las consideramos como potenciales fuentes sismogenéticas relevantes, ya que su rotura se produce como respuesta a la variación lateral en la deformación por plegamiento asociado a las fallas ocultas. Esto implica que la rotura a lo largo de estas fallas esté asociada a tensores de esfuerzos muy locales caracterizados por una notable variación tanto de orientación de sus ejes principales, como de su magnitud. Estas variaciones dependen principalmente del movimiento relativo que se produce a ambos lados de la falla en cada segmento. A lo largo de la falla, se podrían llegar a producir terremotos de baja magnitud asociados a roturas locales, y no se produciría una liberación de energía proporcional al tamaño total de la falla. Según las relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994), las fallas activas de la Cuenca de Málaga podrían generar terremotos con una magnitud momento máxima (M) entre 6.0 y 7.0. Las fallas verticales N20º-30ºE y N40º-50ºE generarían terremotos de menor magnitud máxima (6.1≤M≤6.2), mientras que las fallas inversas ocultas, dependiendo de la superficie de falla que se viera involucrada en la rotura, producirían los sismos de mayor magnitud (6.5≤M≤7.0). Sin embargo, la rotura individualizada de alguno de los rellanos de la Rama Sur de las fallas inversas ocultas podría generar también terremotos de menor magnitud máxima (M=6.0). Para completar el estudio del potencial sísmico habría que definir la recurrencia temporal de estos terremotos, que se relaciona con su magnitud y la tasa de deslizamiento de las fallas consideradas como fuentes sismogenéticas (e.g.: Slemmons, 1982; Villamor y Berryman, 1999 Wesnowski, 1994). A modo de ensayo preeliminar se han estimado periodos de recurrencia para los terremotos máximos definidos que indicarían una actividad sísmica superficial con varios eventos de magnitud 6.0-6.2 durante el Holoceno. Sin embargo, para realizar un análisis riguroso en este sentido habría que considerar las restricciones e incertidumbres de los distintos métodos existentes en relación a los datos geológicos obtenidos, aspectos que quedan fuera de los objetivos de esta Tesis. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 239 6 6.3.- DISCUSIÓN SOBRE LAS POSIBLES FUENTES SISMOGENÉTICAS DE LOS DOS PRINCIPALES TERREMOTOS HISTÓRICOS DE LA CUENCA DE MÁLAGA Los datos obtenidos en el cálculo del potencial sísmico de las estructuras activas identificadas en la Cuenca de Málaga ofrecen un marco en el que se podrían integrar los dos eventos históricos más relevantes: el de 1494 (I0=VIII) y el de 1680 (I0=VIII-IX). 6.3.1.- EL TERREMOTO DE MÁLAGA DE 1494 El primer evento significativo de la zona del registro histórico es el terremoto que el 26 de Enero de 1494 afectó a la ciudad de Málaga con una intensidad máxima EMS-98 de VIII (Martínez Solares y Mezcua, 2002). Aunque no se han descrito víctimas mortales, el terremoto afectó a las edificaciones de localidades del litoral malagueño desde Salobreña hasta Benalmádena, y a algunas ciudades del interior como Almogía, y fue sentido también en Granada, Sevilla y Carmona (Martínez Solares y Olivera Serrano, 1995) (Figura 6.9). Figura 6.9. Localidades afectadas por el terremoto de 1494 en el que se apuntan las intensidades alcanzadas (Martínez Solares y Olivera Serrano, 1995). Martínez Solares y Mezcua (2002) sitúan el epicentro de este terremoto al Sur de la ciudad de Málaga, en el mar, dato que recoge el Catálogo Sísmico del IGN (Ver Figura 6.2). Sin embargo, recientemente, el proyecto FAUST (2008) mediante el análisis de la morfología de las isosistas por el Método de Gasperini (Gasperini, 1999) lo sitúa al E de Málaga, y lo asocia a una falla con una 240 Posibles Fuentes Sismogenéticas de los Terremotos de 1494 y 1680 dirección N92E ± 30º y con un área de rotura de 8 x 12 km. (Figura 6.10). En este proyecto se le asigna una magnitud de 6.0. Figura 6.10. Localización epicentral del terremoto de 1494 y de 1680 según el proyecto FAUST (2008). El rectángulo azul marca el área de rotura y la dirección de la falla deducido a partir de la morfología de las isosistas por el Método de Gasperini (Gasperini, 1999) para el terremoto de 1494. El círculo marca el radio de error de localización del epicentro (6,3 km) del terremoto de 1680. Los datos del proyecto FAUST son coherentes con una rotura de la prolongación hacia el E de la Rama Norte de las fallas N60º-85ºE. Además, la extensión longitudinal de la superficie de rotura parece estar limitada por el O por la Falla del Guadalmedina, que ejercería su papel de falla de transferencia e impide la propagación de la rotura lateralmente (ver Figura 5.15). El valor de magnitud, así como el área de rotura propuesta, es inferior al rango de valores atribuido anteriormente a cualquiera de las hipótesis de rotura consideradas para esta falla en la Cuenca. Esto podría deberse a la existencia de alguna otra falla de transferencia que limite la rotura por el E. La distribución de las isosistas, con una clara orientación E-O, parece más coherente con la rotura de la parte de rampa de la falla que presenta un mayor buzamiento (Gasperini, 1999), por lo que el terremoto pudo generarse a una profundidad entre los 3 y 8 km con un movimiento de falla inversa. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 241 6 6.3.2.- EL TERREMOTO DE ALHAURÍN EL GRANDE DE 1680 El evento sísmico más destacado en la zona es el ocurrido el 9 de Octubre de 1680, que alcanzó una intensidad máxima EMS-98 de VIII-IX (Martínez Solares y Mezcua, 2002). Produjo sesenta víctimas mortales, más de un centenar de heridos y numerosos daños materiales tanto en las localidades de la Cuenca de Málaga como en la propia ciudad de Málaga, aunque fue sentido incluso en Madrid (Muñoz y Udías, 1988) (Figura 6.11). Figura 6.11. a) Mapa de isosistas del terremoto de 1680. b) Localidades afectadas por el terremoto en el que se apuntan las intensidades alcanzadas. La estrella marca la localización del epicentro según Muñoz y Udías (1988). (Modificado de Muñoz y Udías, 1988) Muñoz y Udías (1988) localizaron el hipocentro de este terremoto al Sur de Alhaurín el Grande y una profundidad de 50 km, estimada en función de la distribución de las isosistas y de un coeficiente de atenuación dado. Con estos datos asignaron a este terremoto una magnitud de 7,0 242 Posibles Fuentes Sismogenéticas de los Terremotos de 1494 y 1680 y un momento sísmico de 1019Nm. Posteriormente, Martínez Solares y Mezcua, 2002, lo localizan en los Montes de Málaga, al E de Álora (Figura 6.2), asignándole una magnitud de 6.8 (Mw), pero sin definir su profundidad. Ambas localizaciones epicentrales se sitúan tierra adentro. Sin embargo, este terremoto pudo llevar asociado un tsunami, lo que situaría el epicentro en el mar, como queda registrado en el Catálogo de Tsunamis del IGN. En dicho catálogo, se incluye un informe en el que se describen olas de 5 m en el puerto de Málaga, asignándole un alto grado de fiabilidad a la ocurrencia del fenómeno. El proyecto FAUST (2008), tomando los datos que aparecen en Stucchi et al. (2001), sitúa también este terremoto en el mar, a unos 20 km al Este de Fuengirola y a unos 25 km al Sur de Málaga con un error de localización de 6,3 km de radio (ver Figura 6.10), asignándole una magnitud de 6,0. Las coordenadas de esta localización coinciden exactamente con las dadas para el evento tsunamigénico del Catálogo de Tsunamis del IGN. La generación de un tsunami requiere de una rotura en el fondo marino. Con la magnitud de 6.0, asignada a este terremoto por el proyecto FAUST, y aplicando las regresiones de Wells y Coppersmith (1994), se esperaría una longitud de falla (SRL) de 8,31±0,22 km y una superficie de rotura (RA) de 93,32±0,24 km2. Obviamente, estos valores no son compatibles geométricamente con una nucleación del terremoto más allá de los 15 km de profundidad, lo que diverge claramente de los 50 km propuestos por Muñoz y Udías (1988). Si atendemos a la morfología de las isosistas (Figura 6.10a), se puede observar como tiene un carácter bastante radial, lo que podría asociarse a rotura de fallas con bajo buzamiento (Gasperini, 1999). Esto indicaría que el terremoto pudo ser causado por la rotura de uno de los rellanos de las fallas N60º-85ºE en los niveles más superficiales de la corteza (2-3 km de profundidad). Si embargo, la sismicidad de foco medio y profundo es una característica de la zona, por lo que el valor de profundidad propuesto por Muñoz y Udías (1988) se enmarcaría en un ambiente sísmico razonable. En cuanto al epicentro, no tenemos criterio para discutir sobre su ubicación marina o terrestre. Si fuese marina, no parece probable que hubiese rotura en superficie, bien sea por una localización profunda, bien sea por estar asociado a fallas ocultas, por lo que dudamos de la existencia real del tsunami. Además, si se hubiese llegado a generar el tsunami, no solamente hubiese afectado al puerto de Málaga (único sito en el que se describe), si no que tendría que haber registro en las localidades costeras de Málaga. Incluso, con las olas de 5 m descritas, se hubiese inundado gran parte de la ciudad de Málaga, suceso del que no se tiene constancia en ninguno de los numerosos documentos históricos conocidos (Goded Millán, 2006). Las olas descritas en el puerto de Málaga pudieron responder a la ocurrencia de un movimiento en masa submarino disparado por el terremoto en alguna zona con alta pendiente como el talud continental o un cañón submarino. Se han descrito fenómenos de esta naturaleza registrados en el puerto de Moss Landing asociados al terremoto de Loma Prieta en California en 1989 (Garrnertaggart y Barminski, 1991). Este fenómeno apoyaría la localización hipocentral más superficial asociada a la rotura de un rellano, ya que los movimientos en masa son más sensibles a las aceleraciones TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 243 6 horizontales con ondas de periodo corto. Otra posible causa del oleaje pudo ser un fenómeno tipo seiche. Estos fenómenos se generan como consecuencia de la propagación de ondas de periodo largo a través de masas de agua confinadas o semiconfinadas de gran tamaño, como lagos, embalses, bahias, puertos, con las que entran en resonancia. Este fenómeno apoyaría la ocurrencia profunda del terremoto, que se refleja en superficie con ondas de periodo largo. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 245 6 6.4.- RESUMEN Y CONCLUSIONES SOBRE LAS IMPLICACIONES SISMOTECTONICAS Se ha realizado un análisis de la sismicidad de la Cuenca de Málaga, prestando especial atención a aquella más superficial (<15 km) con el objetivo de encontrar alguna relación con las estructuras activas identificadas. Las características del registro instrumental existente: escasos eventos con magnitudes inferiores a 3.5 (mbLg), que conllevan altos errores de localización epicentral e hipocentral, junto con la ausencia de series sísmicas y de mecanismos focales calculados, implica un alto grado de incertidumbre interpretativa. No obstante, las estructuras identificadas presentan un potencial sísmico que no puede ser obviado, por lo que se ha estimado la magnitud máxima para cada estructura por medio de relaciones empíricas considerando diferentes hipótesis. Así, se han obtenido valores de magnitud momento (M) que varían entre 6.0 y 7.0. Estas magnitudes son comparables con las que pudieron alcanzár los principales terremotos históricos de la Cuenca de 1494 y 1680, por lo que se ha discutido su posible relación con las estructuras activas. Así, el terremoto de 1494 de intensidad VIII (EMS-98) se ha asociado a la rotura de la rampa de la Rama Norte de las fallas ocultas de carácter inverso con dirección N60º- 85º en su prolongación hacia el E de la ciudad de Málaga. Esto nos permite localizar el hipocentro de este sismo entre 3 y 8 km de profundidad, lo que es coherente con la distribución de isosistas. Sin embargo, no es posible asociar sin un alto grado de incertidumbre el terremoto de 1680 de intensidad VIII-IX (EMS-98) a las estructuras superficiales, ya que la información bibliográfica disponible aporta datos dispares en cuanto a localización epicentral e hipocentral, y en cuanto a los efectos asociados. CONCLUSIONES 247 7 De los distintos aspectos abordados por las investigaciones llevadas a cabo en esta Tesis se puede concluir, de forma general, que la neotectónica y la tectónica activa de la Cuenca de Málaga están controladas principalmente por pliegues y fallas, que han jugado y/o juegan en la actualidad un papel fundamental en la generación del relieve, en la dinámica fluvial, en los procesos sedimentarios y erosivos, y en último término, en la actividad sísmica de la zona. Estas estructuras presentan una evolución dinámica controlada por la variación del régimen de esfuerzos en un marco dinámico regional de convergencia entre África e Iberia a lo largo del Neógeno y Cuaternario. La estructura cortical de la zona refleja una historia geológica previa compleja. Incluidos en la corteza, se han localizado en esta Tesis dos grandes cuerpos de peridotitas procedentes del desmembramiento de una única lámina original a favor de una de las fallas normales de bajo ángulo que actuaron durante el Oligoceno superior- Mioceno inferior. El cuerpo principal, situado al S de la Sierra de Mijas, está relacionado con el afloramiento de la Sierra Bermeja conocido genéricamente como Peridotitas de Ronda, mientras que el de menor dimensión ha sido localizado bajo los Montes de Málaga, en continuidad lateral con el afloramiento de La Robla (situado al NO de la cuenca). El emplazamiento posterior del Bloque de Alborán sobre la corteza ibérica durante el Mioceno inferior y medio en su movimiento hacia el O, se realiza a favor de grandes corredores de fallas E-O con un régimen de esfuerzos regional en el que el esfuerzo máximo horizontal se dispone según una orientación ONO-ESE. Estas fallas afectan a los cuerpos peridotíticos, desplazando aquellos localizados al S de la falla que discurriría por la actual línea de costa entre CONCLUSIONES 7 248 Conclusiones sobre la Neotectónica y Tectónica Activa de la Cuenca de Málaga Almería y Málaga, varias decenas de kilómetros hacia el O respecto a los que se encuentran al N. A partir de este momento, la evolución de la zona está condicionada por su posición dentro de la Cordillera Bética, ya que esta zona se encuentra en el punto de inflexión en el que se produce de la rotación de las estructuras desde una dirección general E-O, en los sectores oriental y central de la cordillera, hasta disponerse N-S en el cierre del Arco de Gibraltar. Esta localización hace que la falla con dirección E-O que discurriría por la actual línea de costa entre Almería y Málaga encuentre un límite deformacional produciéndose un cambio de orientación de la traza, lo que favorece un estado de esfuerzos transpresivo a través de una estructura tipo restraining bend. Esta estructura queda definida por las fallas frágiles más antiguas de la cuenca con una orientación N70º-85ºE que condicionan su morfología final. Tras el establecimiento en el Tortoniense superior de un régimen de esfuerzos con un esfuerzo máximo horizontal según una dirección NNO-SSE, y una vez bloqueadas las fallas N70º- 85ºE, comienza la formación de la Cuenca de Málaga. El depósito de sedimentos tortonienses asociados a la transgresión marina de esta época se produce a favor de dos surcos principales de sedimentación con direcciones perpendiculares: un surco N-S, situado al O de la cuenca y controlados por fallas de salto vertical N20º-30ºE y N165º-170ºE, y un surco E-O, en la parte oriental, controlado por un sinclinal. Durante el Messiniense, se observa un levantamiento gradual hacia el N de estos depósitos que atribuimos a una deformación de la zona según el flanco Sur de un plegamiento de gran longitud de onda con eje en dirección E-O y que se asocia a la creación de los principales relieves actuales en toda la Cordillera Bética. En el Plioceno inferior se produce una nueva transgresión en la cuenca en la que se depositan los sedimentos marinos a favor de dos sinclinales que forman la subcuenca Norte y la subcuenca Sur, separadas por el anticlinal que forma la Sierra de Cártama. Este plegamiento afecta también a los Montes de Málaga y a la Sierra de Mijas, que conforman sendos anticlinales, lo que supone una disminución de la longitud de onda del plegamiento respecto al Tortoniense. El plegamiento en superficie responde a la actuación en profundidad de fallas inversas con geometría de rampas y rellanos. La deformación asociada a estas fallas está segmentada lateralmente por las N165º-170ºE que actúan como fallas de tranferencia y cuyo movimiento vertical queda bloqueado debido a un cambio en el régimen de esfuerzos de la zona. Este cambio implica, a partir del Plioceno inferior hasta la actualidad, una compresión radial como consecuencia de la actuación de procesos de tectónica de escape a nivel del sistema Cordillera Bético-Rifeña-Mar de Alborán, que producen en la Cuenca una la elevación de los relieves mas occidentales (Sierra de las Nieves) a favor de las fallas N20º-30ºE. Dichos movimientos verticales, que coexisten en la actualidad con la deformación por plegamientos descrita, se reflejan también en la evolución pleistocena de los abanicos aluviales que se desarrollan en el borde Sur de la cuenca, que se ven afectados por fallas con movimiento en la vertical y orientación N40º-50º. CONCLUSIONES 249 7 Este marco de actividad tectónica presenta un potencial sísmico que incluiría terremotos de magnitud (M) entre 6.0 y 7.0, magnitudes comparables con las que pudieron alcanzar los principales terremotos históricos de la Cuenca de 1494 y 1680. El evento de 1494 podría estar asociado a una de las estructuras identificadas en la cuenca. Sin embargo, esta asociación no es posible para el terremoto de 1680 sin asumir un alto grado de incertidumbre. Bibliografía 251 Bibliografía Andreo, B. y C. Sanz de Galdeano, 1994. Structure of the Sierra de Mijas (Alpujárride Complex, Betic Cordillera). Annales Tectonicae, 8(1): 23-35. Andrieux, J., J.M. Fontboté, y M. 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Tesis Juan Miguel Insúa Arévalo ÍNDICE CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS CAPÍTULO 2. MARCO GEOLÓGICO 2.1.- ESTRUCTURA GENERAL Y DIVISIONES MAYORES DE LA CORDILLERA BÉTICA 2.2.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA 2.2.1.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DEL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL (SISTEMA CORDILLERA BÉTICO-RIFEÑA-MAR DE ALBORÁN) 2.2.2.- EVOLUCIÓN GEODINÁMICA DE LA CORDILLERA BÉTICA 2.3.- ESTRUCTURA PROFUNDA DE LA CORDILLERA BÉTICA EN LA ZONA DE ESTUDIO 2.3.1.- ESTRUCTURA DE LA LITOSFERA 2.3.2.- ESTRUCTURA DE LA CORTEZA 2.4. MARCO SISMOTECTÓNICO DE LA REGIÓN IBERO-MOGREBÍ 2.5.- GEOLOGÍA DE LA CUENCA DE MALAGA 2.4.1.- ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA 2.4.2.- CONTROL TECTÓNICO DE LA CUENCA 2.4.3.- SISMICIDAD CAPÍTULO 3. ESTUDIO GRAVIMÉTRICO 3.1.- FUNDAMENTO TEÓRICO 3.2.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL 3.2.1.- MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA 3.2.2.- MODELIZACIÓN 3.2.3.- DESCRIPCIÓN DE LOS PERFILES GRAVIMÉTRICOS 3.2.4.- CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO REGIONAL 3.3.- ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA. 3.3.1.- DATOS GRAVIMÉTRICOS 3.3.2.- MAPAS DE ANOMALÍA GRAVIMÉTRICA 3.3.3.- DESCRIPCIÓN E INTERPRETACIÓN DE LOS PRINCIPALES RASGOS TECTÓNICOS DEL MAPA DE ANOMALÍAS GRAVIMÉTRICAS RESIDUALES 3.3.4.- CONCLUSIONES DEL ESTUDIO GRAVIMÉTRICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA CAPÍTULO 4. ANÁLISIS MORFOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA 4.1.- DEFINICIÓN DE LOS CONCEPTOS DE NEOTECTÓNICA Y TECTÓNICA ACTIVA ASUMIDOS EN ESTA TESIS 4.2.- LOS ABANICOS ALUVIALES DE BORDE SUR DE LA CUENCA DEMÁLAGA (SIERRA DE MIJAS) 4.2.1.- METODOLOGIA 4.2.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS ABANICOS ALUVIALES Y SU RELACIÓN CON MOVIMIENTOS TECTÓNICOS 4.2.3.- GEOLOGÍA Y MORFOLOGÍA DE LOS ABANICOS ALUVIALES DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS 4.2.4.- RASGOS MORFO-TECTÓNICOS DE LA VERTIENTE NORTE DE LA SIERRA DE MIJAS 4.2.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 4.3.- DEFORMACIÓN NEOTECTÓNICA DEL SECTOR CENTRAL DE LA CUENCA 4.3.1.- METODOLOGIA 4.3.2.- CONCEPTOS GENERALES SOBRE LOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS ASOCIADOS A PLIEGUES ACTIVOS 4.3.3.- ESTRUCTURA Y MORFOLOGÍA DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 4.3.4.- ACTIVIDAD TECTÓNICA DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 4.3.5.- MODELO ESTRUCTURAL Y EVOLUTIVO DEL PLIEGUE DE LA SIERRA DE CÁRTAMA 4.3.6.- PROPAGACIÓN LATERAL DE LA DEFORMACIÓN 4.3.7.- RESUMEN Y CONCLUSIONES 4.4.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS EN LA CUENCA DE MALAGA 4.4.1.- METODOLOGIA 4.4.2.- MOVIMIENTOS VERTICALES DURANTE EL MESSINIENSE 4.4.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES PLIO-CUATERNARIOS 4.4.4.- LAS SUPERFICIES EROSIVAS MARINAS DEL PLIOCENO 4.4.5.- RESUMEN Y CONCLUSIONES CAPÍTULO 5. EVOLUCIÓN NEOTECTÓNICA DE LA CUENCA DE MÁLAGA 5.1.- ESTRUCTURACIÓN DE LA CUENCA DURANTE EL OLIGOCENO SUPERIOR Y MIOCENO INFERIOR-MEDIO 5.2.- CINEMÁTICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS 5.2.1.- FALLAS NEOTECTÓNICAS 5.2.2.- PLIEGUES NEOTECTÓNICOS 5.2.3.- MOVIMIENTOS VERTICALES NEOTECTÓNICOS 5.3.- DINÁMICA DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS NEOTECTÓNICAS 5.3.1.- FASE 1: ESTADO DE ESFUERZOS PRENEOTECTÓNICO 5.3.2.- FASE 2: ESTADO DE ESFUERZOS TRANSICIONAL 5.3.3.- FASE 3: ESTADO DE ESFUERZOS NEOTECTÓNICO 5.4.- MODELO NEOTECTÓNICO DE LA CUENCA DE MÁLAGA 5.4.1.- ESTRUCTURACIÓN PRENEOTECTÓNICA 5.4.2.- ESTRUCTURACIÓN NEOTECTÓNICA 5.4.3.- DISCUSIÓN DEL MODELO CAPÍTULO 6. TECTÓNICA ACTIVA E IMPLICACIONES SISMOTECTÓNICAS 6.1.- ACTIVIDAD SÍSMICA INSTRUMENTAL 6.2.- POTENCIAL SÍSMICO DE LAS PRINCIPALES ESTRUCTURAS TECTÓNICAS ACTIVAS 6.3.- DISCUSIÓN SOBRE LAS POSIBLES FUENTES SISMOGENÉTICAS DE LOS DOS PRINCIPALES TERREMOTOS HISTÓRICOS DE LA CUENCA DE MÁLAGA 6.3.1.- EL TERREMOTO DE MÁLAGA DE 1494 6.3.2.- EL TERREMOTO DE ALHAURÍN EL GRANDE DE 1680 6.4.- RESUMEN Y CONCLUSIONES SOBRE LAS IMPLICACIONES SISMOTECTONICAS CAPÍTULO 7. CONCLUSIONES BIBLIOGRAFÍA