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Desde el punto de vista geográfico, la Cordillera Bética (en adelante CB) comprende elconjunto de montañas y valles que ocupan el margen S y SE de la Península Ibérica. Se extiendedesde el golfo de Cádiz hasta las costas de la Comunidad Valenciana situadas al S del Júcar, conuna longitud, dentro de la Península, de unos 600 km y una anchura de casi 200 km, quedisminuye en su extremo oriental donde desaparece bajo el Mediterráneo para volver a emer-ger en las Islas Baleares. Tierra adentro aparece limitada al N por la alineación del Valle oCuenca del Guadalquivir, en su mitad occidental, mientras que hacia el E limita con el bordemeridional de la Mancha y el extremo S de la Cordillera Ibérica.Desde el punto de vista estrictamente geológico, la CB pertenece al Sistema Alpino, y másconcretamente al Orógeno Perimediterráneo, que ocupa desde el Estrecho de Gibraltar hastaAsia Menor. Dentro de este orógeno, la CB representa un elemento con características típicas,como son la estructura de cabalgamientos y mantos de corrimiento, principalmente de edadterciaria, y el desarrollo de un metamorfismo regional.Desde antiguo en la CB se distinguen dos grandes conjuntos con características litológicas yestructurales ciertamente diferentes. Son las denominadas Zonas Externas Béticas(en adelante ZEB) y Zonas Internas Béticas (en adelante ZIB) por sus posiciones relativas respec-to al margen exterior de la cordillera .

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Vélez-Rubio (Almería) de modo que no llega a alcanzar el ámbito más oriental de la cordillera.Se trata de terrenos depositados desde el Cretácico al Mioceno Inferior en una cuenca profun-da situada entre las ZEB y las ZIB. El conjunto de estos materiales se superpone al resto de lasunidades de la CB de manera que su aloctonía y su enraizamiento profundo entre ambas zonasestán actualmente fuera de toda duda. Conviene destacar asimismo que el Complejo del Cam-po de Gibraltar enlaza, a través del Estrecho de Gibraltar, con los denominados Flysches Alóctonosdel N de África y del S de Italia, constituidos por materiales en buena parte análogos a los deaquél, evidenciando una historia geológica común con las cordilleras alpinas del Mediterráneooccidental.En el borde septentrional de la cordillera cabe citar otro elemento singular: se trata de laCuenca o Depresión del Guadalquivir, que constituye una cuenca de antepaís, situada entre elantepaís (Sierra Morena-Meseta Ibérica) y el cabalgamiento frontal del erógeno bético (situa-do en las ZEB). El relleno, desde el Mioceno Inferior hasta el Serravalliense Inferior, es decarácter olistostrómico consistente en margas pelágicas con elementos procedentes del frentesubbético (sobre todo del Trías y del Cretácico Sperior). Los sedimentos marinos posterioresson propios de abanico deltaico y de plataforma mixta hacia el borde N, mientras que hacia elS se desarrollan margas pelágicas con turbiditas. A partir del Mesiniense Superior-Pliocenoempiezan a aparecer sedimentos continentales en relación con la regresión del Atlántico y lainstauración de la red fluvial del Río Guadalquivir.Dentro del ámbito de la CB se encuentran, además, unas cuantas depresiones o cuencasinteriores rellenas por depósitos recientes, que se originaron esencialmente por procesos defracturación tardía respecto a la edificación de la estructura fundamental de pliegues ycabalgamientos. En la parte oriental de la cordillera, desde Mula hasta Alicante, el desarrollode algunas de estas cuencas impide la observación de los materiales del substrato que jalonanel contacto entre ZIB y ZEB. Asimismo esta fracturación tardía explica el vulcanismo neógeno,muy bien representado en el SE peninsular (Almería y Murcia).En la perspectiva de la Tectónica Global, como todos los orógenos que constituyen el Siste-ma Alpino, la CB se ha originado por efecto de la compleja interacción, durante las erasMesozoica y Cenozoica, entre les placas euro-asiática y africana, en la que intervienen ademáselementos menores o microplacas en situación intermedia (figura 2). En efecto, en la CB seintegran materiales pertenecientes al margen meridional de la placa Ibérica, denominadosZEB, y otros pertenecientes a un elemento menor denominado Bloque de Alborán (Andrieuxet al.,1971) del cual derivan las ZIB. Hasta entrado el Cretácico, ambos dominios fueron someti-dos a una situación netamente distensiva, a consecuencia del movimiento divergente y dedeslizamiento senestro entre las placas Euro-asiática y Africana. Más tarde, el movimiento deéstas se hizo convergente y se instauró una situación compresiva, que determinó el desarrollode la consiguiente colisión acompañada de procesos metamórficos y de una estructuración enpliegues, cabalgamientos y mantos de corrimiento.

LOS GRANDES CONJUNTOS TECTÓNICOS Y PALEOGEOGRÁFICOS DEL EXTREMOORIENTAL DE LA CORDILLERA BÉTICA.

La representación de la CB dentro de la Comunidad Valenciana es relativamente pequeña.De hecho, sólo ocupa las comarcas del mediodía, desde la Safor y la Vall d’Albaida hasta laVega Baja, es decir el extremo meridional de la provincia de Valencia y toda la provincia deAlicante (Guimerà et al., 1992). Para la buena comprensión de las características geológicas denuestra provincia, se tratarán a continuación los rasgos más destacados de cada uno de los grandes conjuntos que conforman este sector oriental.

Las Zonas Externas

Están constituidas por materiales correspondientes al borde meridional de la Placa Ibéricay se extienden al N de la línea Crevillent-Alicante, ocupando gran parte de esta provincia y elextremo sur de la de Valencia.En ellas se diferencian dos unidades tectono-paleogeográficas : Zona Prebética y ZonaSubbética.

Zona Prebética

La Zona Prebética (Blumenthal, 1927), o más sencillamente Prebético, es el dominio más externo y septentrional de las zonas externas y comprende un conjunto de terrenos mesozoicos y terciarios, en posición principalmente autóctona, de facies marinas someras y continentales.

La Zona Prebética sólo se encuentra representada en la mitad oriental de la cordillera, adya-cente al antepaís de la Meseta Ibérica y al extremo meridional de la Cordillera Ibérica, consti-tuido por el Macizo del Carroig del que queda separada por el Corredor de Xàtiva. Los sectoresmás meridionales del Prebético, a diferencia de los más septentrionales han sido afectados poruna tectónica de despegue que ha provocado acortamientos relativamente importantes condesarrollo de pliegues y cabalgamientos, rasgos propios de una tectónica de cobertera . Además aparece afectado por accidentes transcurrentes que determinan cambios bruscosen las directrices tectónicas y paleogeográficas y en la configuración de las cuencas miocenas,fundamentalmente en su parte oriental (De Ruig, 1992).Durante la mayor parte de su historia geológica, desde el Trías hasta el final del Jurásico, el Prebético constituyó una plataforma adyacente al continente ibérico, en la que se depositaronpredominantemente sedimentos carbonatados junto a materiales terrígenos, que en algunosmomentos se expandieron por todo el dominio. Durante el Cretácico Inferior los sectores más externos del Prebético emergieron y fueron sometidos a erosión. La potencia de las series aumenta hacia los sectores más internos, lo que indica un hundimiento progresivo del basa-mento hercínico hacia al S y SE. Los estudios de sísmica de reflexión revelan que dicho basa-mento, con escasa deformación, se encuentra entre 5 y 8 km bajo los materiales prebéticos.

Muchos autores (entre otros Azéma,1966 y 1971; Foucault, 1971; L. Jerez,1973 y 1982; GarcíaHernández, 1978; García Hernández y López Garrido,1979) han establecido, en base a criteriosfundamentalmente estratigráficos y de posición paleogeográfica respecto a la Meseta Ibérica,una división en:

Prebético Externo, situado al N de la línea Villena-Oliva y caracterizado por lapresencia de afloramientos del Jurásico Inferior y Medio junto a una pobre representación demateriales cretácicos terrígenos y dolomíticos de difícil datación, y Prebético Interno, caracte-rizado por la presencia casi exclusiva de potentes secuencias marinas del Jurásico Superior y delCretácico. En el sector más oriental del Prebético Exter-no las estructuras dominantes corresponden a pliegues, con algunas fallas asociadas, que hancontrolado la formación de numerosas cuencas neógeno-cuaternarias alargadas preferente-mente según las direparte, el Prebético Interno presenta deforma general una estructuración que refleja acortamientos de mayor envergadura, pudiéndose reconocer pliegues , escamas e incluso cabalgamientos de importancia, vergentesal NW (Foucault, 1971).

En su extremo oriental, en el denominado Prebético de Alicante, sonfrecuentes los cabalgamientos y pliegues vergentes al NNW o NW e incluso al W, jalonados porsucesiones verticales o francamente invertidas, como ocurre sobre todo más al Sur (El Cid-Penyes Monteses, Tossal Redó-Canteras de St. Vicent del Raspeig, Cabeçó d’Or). Muchas deestas estructuras se asocian a fallas transcurrentes paralelas en general a las directrices de lacadena. Estas fallas permiten el desarrollo de cuencas y de diapirismo en sectores localmenteen extensión (figura 5), o bien el desarrollo de pliegues y cabalgamientos en sectores colindan-tes en compresión. Precisamente, el diapirismo también es responsable de algunas fallas re-cientes que afectan a materiales cuaternarios. Otras estructuras de importancia son las fallas normales y las fallas transtensivas en sumayoría de direcciones en torno a NW-SE, que retocan más tardíamente las cuencasintramontañosas de nuestra provincia, pudiendo incluso condicionar totalmente su morfolo-gía definitiva (Foia de Castalla, Foia d’Alcoi, Conca del Vinalopó). Un buen ejemplo de estasfallas es la de Guadalest-Bernia que limita el afloramiento triásico de Bernia y constituye elescarpe del Morro del Toix. Aunque menos numerosas, las hay también de dirección NE-SWcomo las fallas que afectan a la plataforma y han modelado el litoral (como la que se verá en laCala del Moraig, Benitatxell) . Es un hecho general la implicación del Mioceno Inferior y Medio, y localmente también el Superior, en la estructuración de la Zona Prebética, como consecuencia de la continuación de las deformaciones desde las primeras etapas paroxismales hasta momentos relativamente recientes. A partir del Mioceno Inferior se producen así cuencas muy estrechas y alargadas, segúnlas directrices de la cordillera, que forman parte del Estrecho Nordbético que comunica elAtlántico y el Mediterráneo. Estas cuencas se convierten en lugar de depósito de materialesmarinos de plataforma y pelágicos que engloban formaciones olistostrómicas con grandes bloques de elementos provenientes de sus bordes (Alcoi, Cocentaina, Tárbena) Hacia elcomienzo del Mioceno Superior se produce la progresiva desconexión del Mediterráneo delAtlántico y el relleno acaba por hacerse continental.

Zona Subbética

La Zona Subbética (Bertrand y Kilian, 1889) representa la continuación de la Zona Prebéticahacia el S y SE, como lo demuestra la presencia de las llamadas Unidades Intermedias situadasentre ambas (Foucault, 1964; Ruiz Ortiz, 1980) y a las que habría que asignar parte del Prebéticode Alicante (Fontcalent, Sierra Mediana, El Cid, El Ventós, Montnegre).Se extiende desde el W de la provincia de Cádiz hasta la comarca del Baix Vinalopó, dondesus afloramientos pierden amplitud y desaparecen finalmente contra el accidente mayor ozona de falla de Crevillent o de Cádiz-Alicante, que, en ese lugar, lleva las ZIB en vecindadinmediata del Prebético. La Zona Subbética comprende terrenos mesozoicos y terciarios de facies marinas que, apartir del Lías Medio, se diferenciaron paleogeográficamente del Prebético, desarrollando su-cesiones estratigráficas de características propias. A partir del Lías Medio se individualizaronáreas afectadas por subsidencia diferencial como consecuencia de una fracturación que afectóa niveles profundos del basamento (Martín Algarra, 1987), llegando a producir un vulcanismocontemporáneo a lo largo de una franja central. Así se separan tres grandes dominiospaleogeográficos con el carácter común de presentar sucesiones pelágicas, aunque difieran enpotencias y facies sedimentarias: Subbético Externo, Medio e Interno.El Subbético Externo, único dominio de la Zona Subbética presente en el S de la Comunidad Valenciana (Sierras de Crevillent, Algallat y Reclot) se caracteriza por la presencia de calizasnodulosas y por la ausencia de facies radiolaríticas en el Jurásico, con amplias lagunas estratigráficas, como corresponde a una sedimentación de alto fondo pelágico. Desde el co-mienzo del Cretácico se generaliza la sedimentación pelágica relativamente profunda tanto eneste dominio como en el resto de la Zona Subbética.El Subbético está estructurado en grandes mantos de corrimiento de vergencia N que afec-tan a la cobertera mesozoico-terciaria. Se pueden definir así una serie de unidades alóctonasque se han desplazado a favor de los niveles plásticos del Trías de facies germánica, que consti-tuye la base estratigráfica común a todas ellas. Testimonios de esta estructuración es, dentrodel Subbético Externo de Alicante, la ventana tectónica de La Canalosa y las que aparecen algomás al E hacia el límite con la provincia de Murcia.

Las Zonas Internas

Las ZIB, o Zona Bética propiamente dicha, están constituidas mayoritariamente por terre-nos correspondientes a un zócalo paleozoico al que acompaña una cobertera mesozoica y,localmente, terciaria, con facies someras, que, exceptuando el Trías, es en general reducida ydiscontinua.Presentan una estructuración en grandes mantos de corrimiento que afectan conjunta-mente al zócalo y a la cobertera. Buena parte de los materiales representados han sido some-tidos a procesos de metamorfismo alpino, con aparición en algunas unidades de paragénesispropias de muy alta presión y temperatura relativamente baja. Teniendo en cuenta caracterís-ticas litológicas, tipo de metamorfismo, evolución tectónica y metamórfica, y posición relativadentro de la actual pila de mantos, se distinguen tres conjuntos o complejos de unidadesalóctonas, pertenecientes a sendos dominios paleogeográficos, que de abajo arriba se denominan: Complejo Nevado-Filábride (Brouwer, 1926; Egeler, 1963), Complejo Alpujárride (Brouwer, 1926; Van Bemmelen, 1927) y Complejo Maláguide (Blumenthal, 1927; Durand-Delga, 1963, 1968).Exceptuando el complejo en posición inferior, las Zonas Internas se encuentran también repre-sentadas a la Cordillera del Rif, hecho a tener en cuenta en cualquier interpretación de laevolución geológica de este segmento del orógeno alpino.En lo que atañe a la geología del extremo valenciano de la cordillera, sólo afloran materia-les del Complejo Alpujárride en el vértice meridional de la provincia de Alicante, constituyendo las Sierras de Callosa y de Orihuela y otros pequeños resaltes dispersos, rodeados por losmateriales neógeno-cuaternarios de la Depresión del Bajo Segura. Por tal razón sólo tratare-mos de las características de dicho complejo.

El Complejo Alpujárride

Está formado por un conjunto de mantos de corrimiento que rodea completamente elComplejo Nevado-Filábride, con afloramientos que se extienden desde el W de la provincia deMálaga hasta los alrededores de Orihuela. El vestigio más oriental se encuentra frente al Capde Sta. Pola, en la isla de Tabarca.Está constituido por un zócalo con rocas metamórficas intensamente recristalizadas duran-te la orogénesis alpina, dentro del cual encajan los grandes macizos de peridotitas del W de lacordillera, y por una cobertera triásica, compuesta por metapelitas en la base y una potenteformación carbonatada de facies someras a techo, que ha resultado más o menos afectada porel metamorfismo alpino. En el sector oriental, se encuentran a menudo rocas básicas hacia labase de los carbonatos (canteras del túnel de Orihuela, Tabarca). Desde el punto de vista tectónico el complejo se compone de una pila de mantos, retoca-da por los grandes accidentes transcurrentes de la cordillera. Los menos metamórficos sesitúan en posición inferior, aflorando ampliamente hacia el E, mientras que los másmetamórficos se colocan en posición superior y sólo están bien representados al W del meridiano de Granada. En concreto, los afloramientos alpujárrides de la provincia de Alicante forman parte delmanto inferior, en el que el metamorfismo apenas se detecta si no es en los sedimentos pelíticos.De acuerdo con los datos actualmente disponibles, la estructura de detalle de los mismos inclu-ye varias unidades tectónicamente diferenciadas en las que se observan, además decabalgamientos, pliegues de vergencia contrapuesta N y S.

Las cuencas interiores béticas

Con esta denominación se agrupan un conjunto de cuencas dispersas por toda la CB. Sepueden separar, por un lado, las que ocupan una posición interior en sentido estricto y, porotro las relacionadas con el actual margen del Mediterráneo. Respecto a las primeras, presentan sedimentación marina desde el Mioceno Inferior hastael Mioceno Superior, momento en que se produce la desconexión con el mar abierto y, enconsecuencia, su continentalización definitiva. Ejemplos de éstas son las cuencas de Ronda,Antequera, Granada, Guadix-Baza y la Alpujarra en los sectores occidental y central de la cordillera; y finalmente las de Lorca y las del dominio prebético (Hellín, Vinalopó, Ontinyent,Castalla, Alcoi, Carrasqueta, Finestrat, Guadalest, Tárbena) en el sector oriental.

Panorámica del Alpujárride del sector central de la Sierra de Orihuela observada desde el NE.Sobre las filitas y cuarcitas aflorantes en primer plano, aparece la serie carbonatada plegada hacia el N.Ambas litologías reaparecen en la parte media y alta de la sierra a causa de un cabalgamiento que recorretoda la vertiente SE.12Figura 11. Panorámica de la Cuenca del Bajo Segura mostrando los relieves de la Sierra de Orihuela, alfondo, y el Mioceno terminal plegado del anticlinal de Benejúzar.Estas últimas, especialmente las ubicadas en la Comunidad Valenciana, son cuencas muyalargadas y estrechas que, desde el Mioceno Inferior al Serravaliense Inferior, se rellenan, demodo semejante a lo que ocurre en la Cuenca del Guadalquivir, por margas pelágicas conturbiditas y sedimentos de carácter olistostrómico con elementos procedentes de los relievesprebéticos circundantes, fundamentalmente triásicos, del Cretácico Superior y del Paleógeno.A veces estos elementos pueden alcanzar grandes dimensiones, como puede observarse enTárbena (figura 8). A partir del Serravalliense Superior y hasta el Tortoniense Inferior la sedimentación es marina somera con depósitos de plataforma mixta. A partir del Tortoniense Su-perior se produce la desconexión progresiva entre el Atlántico y el Mediterráneo y la sedimen-tación se hace continental.En relación con las cuencas del margen mediterráneo la principal característica que permitediferenciarlas de las anteriores es, aparte de su posición francamente abierta hacia el mar, laexistencia de depósitos marinos entre el Mesiniense y el Plioceno. Incluso, en la franja litoralaflora Pleistoceno de carácter marino. En este grupo se pueden incluir, entre las más importantes, las cuencas de Málaga, Níjar-Carboneras, Vera, Campo de Cartagena y Bajo Segura. Como rasgo común a todas estas cuencas, cabe señalar que su configuración actual es producto de la superposición de movimientos recientes que arrancan del Mioceno Superior y, enmuchos casos, continúan hasta la actualidad evidenciando una destacada tectónica activa.

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