Modelos de sedimentación deltaica en las cuencas neógenas de la Cordillera Bética (sectores central y oriental) Tomo II

Abstract

En las cuencas neógeno-cuaternarias de la Cordillera Bética se desarrollaron numerosos sistemas deltaicos marinos de grano grueso en diferentes contextos tectónicos , eustáticos y climáticos, cuyo desarrollo fue especialmente importante en el Tortoniense superior y el Plioceno inferior. Se estudian ejemplos de sistemas deltaicos de las cuencas de Granada, Guadix, Tabernas, Campo de Dalías y Corredor del Andarax. Los sistemas deltaicos tortonienses del borde oriental de la cuenca de Granada, en la cuenca de Guadix (Bodurria y Lopera), y en la cuenca de Tabernas (Alboloduy), tienen en común que las cuencas de drenaje de sus sistemas alimentadores están instaladas sobre los relieves de Sierra Nevada y Sierra de Filabres. El sistema tortoniense de Alicún se alimenta de los relieves subbéticos del borde norte de la cuenca de Guadix. Los sistemas deltaicos pliocenos de Alhama de Almería y Adra tienen instaladas, al menos parcialmente, las cuencas de drenaje de sus sistemas alimentadores sobre los relieves de Sierra de Gádor. La descripción de la organización secuencial, patrón de apilamiento, arquitectura estratigráfica y asociaciones de facies de cada uno de los ejemplos permite establecer modelos deltaicos y discutir los principales factores autocíclicos que controlan la sedimentación. Tras la correlación de los ejemplos tortonienses, por un lado, y los pliocenos, por otro, se establecen los factores alocíclicos que controlaron la sedimentación deltaica: tectónica regional, eustatismo y clima. Los deltas tortonienses se desarrollan en un ciclo transgresivo-regresivo de 4º orden (el intervalo de tiempo que representa es de pocos cientos de miles de años). En la etapa transgresiva del ciclo se depositaron los deltas de Albloduy y las tres primeras secuencias deltaicas de Bodurria. En la etapa regresiva se han diferenciado dos fases de regresión normal separadas por un evento de caída relativa del nivel del mar que dio lugar a una regresión normal separadas por un evento de caída relativa del nivel del mar que dio lugar a una regresión forzada. La agresión normal aparece registrada en la sucesión deltaica de Granada y en la secuencia deltaica IV de Bodurria, así como en los sistemas progradantes plataforma-talud (Unidad II de las cuencas de Granada y Guadix). El depósito de este cortejo sedimentario coincide con el cortejo sedimentario de alto nivel del mar T.B.3.2 de la curva Exxon. Al final de esta primera fase regresiva tiene lugar una caída del nivel del mar que se ha cuantificado en 200 m en el sector de Lopera y 50 m en el de Bodurria. Este evento de caída relativa del nivel del mar está representado por diferentes rasgos estratigráficos y sedimentarios: una discontinuidad que separa las margas de cuenca pelágica de la unidad estratigráfica II de los depósitos deltaicos de la unidad III, canales de conglomerados relacionados con esa superficie de discontinuidad (Delta de Alicúm), y cortejos de cuñas de regresión forzada (Deltas de Bodurria). La no correspondencia de esta caída relativa del nivel del mar con una bajada eustática implica que la regresión ligada a dicha caída estuvo forzada por factores tectónicos de tipo regional. El levantamiento tectónico se circunscribio al sector central de la cordillera (cuencas de Granada y Guadix) pues en Alboloduy no se registra esta caída sino una drástica profundización. En el sector central de la cordillera, los deltas de Lopera, Alicún y la última secuencia deltaica de Bodurria (Unidad III de la cuenca de Guadix) progradaron sobre un mar residual de profundidad próxima a 15 m provocando una regresión normal que finalizará con la definitiva continentalización de las cuencas de Granada y Guadix. Los último deltas marinos de ambas cuencas representan los cortejos de cuña de bajo nivel del mar. La tectónica ha influido de manera decisiva en la sedimentación deltaica tortoniense. La etapa transgresiva de la sucesión deltacia de Bodurria ha estado condicionada por un contexto extensivo puesto de manifiesto por la existencia de fallas normales y anticlinales de compensación. La etapa regresiva ha estado condicionada por el inicio de la formación de los antiformes de gran radio que conforman la actual estructura de Sierra Nevada y Sierra de Filabres, donde se localizaron las cuencas de drenaje de los sistemas deltaicos. El desplazamiento de las secuencias deltaicas hacia el centro de la cuenca y el de sus cuencas de drenaje hacia áreas más externas de estos relieves (desde los materiales del Complejo Nevado-Filábride del núcleo hasta los marginales del Complejo Alpujárride) indican un ensanchamiento del área sometida a levantamiento en estas sierras. El apilamiento de lóbulos deltacios Gilbert que se repiten cíclicamente en Alboloduy y su sentido de migración está también condicionado por fallas normales que generan la subsidencia tectónica necesaria para mantener el espacio de acomodación, y pendiente que permita la repetición en la vertical de este tipo de lóbulos deltaicos. Los deltas de los complejos deltaicos pliocenos de alhama de Almería y Adra migraron en el seno de bahías y golfos generados en cuencas invadidas por el mar durante la transgresión de la base del Plioceno. Esta paleogeografía de bahías y golfos limitados por sierras con costas abruptas, como sierra de Gádor para los Deltas de Alhama y Adra, protegió a los sistemas deltacios de grandes olas fundamentalmente ligadas a temporales de poniente. Los deltas pliocenos progradaron durante la etapa regresiva de un ciclo transgresivo-regresivo que se inicia con la transgresión que al inicio del Plioceno inunda las cuencas perimediterráneas (ciclo eustático de tercer orden T.B.3.4). El inicio del ciclo queda registrado en el afloramiento de alhama de Almería mientras que el final se registra en el complejo de Adra. El cortejo transgresivo está representado por sistemas de plataforma litoral en Alhama donde bioconstrucciones de serpúlidos y lamelibranquios marcan la superficie de máxima inundación. Contemporáneo a la formación de estos sistemas transgresivos se produce un pulso de levantamiento en Sierra de Gádor cuya manifestación en los sedimentos es una discordancia progresiva en el sector de Alhama y la génesis del Delta de Alhma. El final de la sedimentación deltacia pliocena en Adra evidencia una regresión forzada de varias decenas de metros entre los dos últimos lóbulos deltaicos. El factor climático dejó una señal muy marcada en los deltas pliocenos, fundamentalmente en el de Adra. El control climático quedó marcado en forma de ciclos granodecrecientes con variaciones en la geometría de las clinoformas deltaicas, desde oblicuas a sigmoidales. Estos ciclos de alta frecuencia se han asociado a etapas de reducción de las precipitaciones en el área fuente de los deltas. La otra forma en la que el clima actúa sobre los deltas, caso Delta de Adra, es en forma de eventos catastróficos, tormentas e inundaciones, de especial relevancia en la construcción (-destrucción) de los lóbulos deltaicos. Al contrario de lo que ocurre con las potentes sucesiones deltacias tortonienses de Granada, Bodurria y Alboloduy, la impronta de la tectónica en la sedimentación deltaica no es tan evidente. La reducida subsidencia tectónica durante el Plioceno inferior favorece la construcción en la horizontal de los ejemplos deltaicos pliocenos en lugar de la construcción en la vertical de algunas de las sucesiones tortonienses como Bodurria y Alboloduy. Finalmente, se realiza una comparación de los rasgos que definen los ejemplos deltacios, independientemente de la época en la que se desarrollaron, donde se sintetizan aspectos sobre litofacies y biofacies asociadas a los subambientes deltacios, sobre clasificación de los deltas, evolución de las cuencas de drenaje, arquitectura deltaica y factores de control. Los deltas de pequeñas dimensiones se muestran más sensibles a las variaciones climáticas (deltas pliocenos) que quedan oscurecidas por la tectónica y el eustatismo en los deltas de mayores dimensiones (sucesiones deltacias tortonienses). Otros factores, como la fisiografía del fondo marino previa al desarrollo de los deltas, van a condicionar la geometría de los deltas de pequeñas dimensiones. Aspectos paleogeográficos como la lejanía de la línea de costa de las sierras-áreas fuente de los deltas, la existencia o ausencia entre la línea de costa y sierra de una zona de transferencia (bypass) y el hecho de que los deltas migren en el interior de bahías o golfos protegidos de los fuertes temporales como los deltas pliocenos estudiados van a ser factores que condicionan la sedimentación deltaica. El comportamiento ante la erosión, fundamentalmente mecáncia, de las litologías dominantes en las sierras próximas a la línea de costa es otro factor de influencia en la sedimentación deltaica.