Introducción
Los rasgos geomorfológicos de Sierra Morena están condicionados por
las siguientes circunstancias: –La
dirección NW–SE de las estructuras, lo que proporciona una sucesión
de morfologías escalonadas
o en barreras hacia el Sur. –La
implantación actual de los principales ríos que drenan la sierra en
sentido N–S o NNW–SSE. –El
contacto lineal entre el Macizo Ibérico y la cuenca del Guadalquivir,
de sentido ENE–WSW, que bisela o hunde transversalmente las
estructuras geológicas y provoca que el Paleozoico sea más extenso
hacia el oeste. Las formas del relieve de la Sierra Norte sevillana tienen una larga y compleja historia geológica, con interferencia de procesos tectónicos y metalogenéticos, episodios de alteración, cambios en la red fluvial y en el tipo de modelado dominante, desmantelamiento de coberteras y macizos, etc. El resultado es un relieve erosivo formado en varias fases y modificado por distintas fracturas. Podemos decir que la orogenia hercínica organizó la estructura de la Sierra Norte según pliegues, cabalgamientos, fallas inversas y desgarres, mientras que la orogenia alpina se limitó a reactivar fallas anteriores.
La
morfología dominante en Sierra Morena son las superficies de
aplanamiento debidas a la erosión, sin embargo, los distintos sistemas
morfoclimáticos y los rasgos estructurales y litológicos de la zona
han originado diversos tipos de relieves característicos de las áreas
de zócalo. Son los siguientes: a).
Relieves apalachianos y de fallas.
Los
primeros corresponden a las crestas más resistentes (cuarcitas,
calizas, etc) de los relieves plegados con direcciones típicamente hercínicas.
En nuestra zona destacan las series carbonatadas de Fuente del
Arco–Guadalcanal (sierras de Hamapega, Urbana, del Viento, etc) y las
areniscas del cerro Negrillo (Constantina). Sus crestas muestran la
presencia de restos de aplanamientos erosivos lo que, unido a la
existencia de antiguos mantos de alteración, nos indica una edad
mesozoica para este tipo de relieve.
Los
relieves de fallas pueden darse en horst y graben, como la elevación de
la sierra de El Pedroso o la fosa de la cuenca del Viar. Esta última es
un suave sinclinal cuyo flanco oriental está fallado y el occidental
reposa en el granito de Castilblanco; es, pues, una semifosa tectónica.
La falla del Viar (NW–SE) delimitaba en principio una zona deprimida
afectada posteriormente por las emisiones basálticas producidas a favor
de fracturas en el sustrato. Su activación tardía se traduce en un
cabalgamiento del Devónico de Ossa–Morena sobre los materiales pérmicos
(Km 53 crta. Castilblanco–El Pedroso). Parte de estos materiales están
afectados por fracturas menores asociadas a la falla. La resistencia de
las calizas devónicas y su disposición estructural son responsables de
un escarpe de falla de unos 20 m de desnivel. La depresión del Viar se
caracteriza por relieves semitabulares, a veces en cuesta. Las
plataformas, culminadas o no por bancos de conglomerados, están
cortadas por ríos que las atraviesan perpendicularmente a su dirección.
Sin embargo, la red hidrográfica se ordena preferentemente a favor de
las fracturas del sustrato.
Por
otro lado, los relieves de falla pueden aparecer también en líneas de
falla aunque son escasos, ya que la continua erosión los ha convertido
en escarpes resaltados por rocas resistentes. Aparte del ejemplo
mencionado en la falla del Viar, destacan diversas fallas regionales y
de largo recorrido, como la falla de la Fundición de la Plata (entre
Cazalla y Alanis–San Nicolás), con un escarpe de línea de falla
atenuado y la desviación del curso del arroyo de Benalija; y la falla
de Constantina, de escarpe compuesto. b).
Relieves graníticos.
El modelado de las zonas graníticas muestra una variedad de inselbergs de posición y de resistencia, mantos arenosos de alteración y bolos y berrocales exhumados, principalmente en las intrusiones de Santa Olalla–El Real de la Jara, El Pedroso–Ventas Quemadas y las de Castilblanco de los Arroyos y Gerena.
Los
macizos graníticos de la Sierra Norte presentan una elevada
desintegración por arenización, debida a la alteración química que
progresa a favor de fisuras que permeabilizan la roca. Un ejemplo de
fuerte alteración lo tenemos en el granito de Ventas Quemadas, mientras
que el de los cerros de Pedrochal y Jarosa (margen izquierda del río Huéznar)
se halla poco meteorizado. Otra característica de este tipo de modelado
son los bolos y su conjunto caótico: los berrocales. Aunque los
primeros pueden encontrarse un poco por todas partes, son las áreas de
El Pedroso y El Real de la Jara las que muestran los berrocales mejor
desarrollados.
En
el plutón tonalítico de Santa Olalla–El Real de la Jara se aprecian
diversos cuerpos internos de diferente composición, destacando grandes
bloques calizos englobados en la masa magmática o sobre ella, que en
algunos casos albergan mineralizaciones por metamorfismo térmico. En
los márgenes del batolito se distinguen restos de aplanamientos en
parte destruidos por la red fluvial, relieves residuales de calizas e
inselbergs de dos tipos: de posición (sobresaliendo por encima del
manto de alteración) y de resistencia (por debajo de él, sólo
visibles cuando la erosión ha arrastrado las arenas). c).
Relieves tabulares y de contacto.
Los
relieves tabulares aparecen en las cubetas estructurales rellenas por
series permo–triásicas (como la del Viar, cuyo modelado se explicó
anteriormente) o por las plataformas miocenas del borde meridional (Lora
del Río, Villanueva del Río y Minas, Villaverde del Rio, Gerena, etc).
Su modelado se relaciona con deformaciones monoclinales, cuestas y
fracturas desniveladoras.
Los
relieves de contacto aparecen en forma de depresiones periféricas en el
limite entre los materiales de la Sierra Norte y el Mioceno de la cuenca
del Guadalquivir. Se aprecia claramente al norte de Villaverde del Río. d).
Relieves kársticos.
El paleokarst
de Sierra Morena se caracteriza por los siguientes rasgos: –Terras–rossas
arrastradas y depositadas en pozas kársticas, depresiones o conductos.
Son de dos tipos: a) De carácter caolinítico y con abundantes
concreciones, debidas a la erosión de antiguos mantos de alteración;
b) De tipo limo–arenoso y color pardo–rojizo, en relación con
suelos recientes o actuales. Caracterizan el sector norte de
Constantina.
El Karst de la Sierra Norte se desarrolla en la Formación
Carbonatada del Cámbrico inferior, cuyas características geomorfológicas
son estas: –Un
frente de alteración centimétrico sobre las rocas carbonatadas
(calizas nodulosas y arrecifales), en la base de los suelos o
directamente en las superficies de aplanamiento de las calizas (niveles
de 680–670 m y de 630–620 m: SK1 y SK2). –Estos
dos aplanamientos son verdaderas superficies horizontales de corrosión
formadas por procesos de criptocorrosión, ligados a una alteración química
propia de climas tropicales húmedos y cálidos, periodos de estabilidad
tectónica y niveles freáticos cerca de la superficie. –Sobre estas superficies se han formado diversas
depresiones del tipo dolina y embudos de disolución. Casi todas son
abiertas y algunas coalescentes. Hay también un sistema endokárstico
muy variado (simas, galerías superpuestas, galerías en diaclasas, con
paredes con conducción forzada, sistemas colgados, etc, muy
concrecionados). Sobre las fracturas queda todavía una paleomorfología
de red fluvial. –A partir de la superficie de corrosión SK2 (630–620
m), se desarrollan poljés abiertos muy controlados por la estructura
geológica, que drenan hacia la red hidrográfica actual.
El paleokarst de Ossa–Morena es de edad neógena, siendo
la actividad tectónica tardía la responsable de la reactivación de líneas
de falla hercinicas con basculamiento de superficies de aplanamiento,
orientación de la red fluvial y conformación de paleopoljés.
Finalmente, en el Cuaternario se forman travertinos colgados respecto a
los niveles de base actuales, mientras que el desmantelamiento del
paleokarst exhuma un relieve de lapiaces, simas y dolinas.Las
principales formas del karst de la Sierra Norte se detallan a continuación. a). Cerro del Hierro.
Es el principal conjunto kárstico de la sierra, además de haber sido
objeto de intensas explotaciones mineras de hierro desde tiempos
romanos. Estructuralmente se trata de un sinclinal de calizas biohérmicas
cámbricas con flancos inclinados 35º (occidental) y 15º (oriental).
Geomorfológicamente hay que destacar dos aspectos-: –Karstificación. Dejada al descubierto por la
explotación minera, está orientada sobre todo por las fracturas que
favorecen la formación de corredores kársticos y simas verticales
(como la de Paulino, de 60 m), siempre con fuertes obstrucciones debidas
a las terras–rossas caoliníticas. En las paredes calizas son
frecuentes los micro y macro gours y las huellas de conducción forzada.
Se trata de un karst tropical con múltiples manifestaciones de pináculos,
bolsadas y lapiaz de criptocorrosión, de edad neógena. Sin embargo, en
algunos puntos se puede observar que las calizas presentan karstificación
con restos de suelos ferruginosos justo en su contacto con las pizarras
cámbricas suprayacentes. Se trata de un criptokarst con pináculos
redondeados, depresiones profundas rodeadas de torrecillas y otras
morfologías redondeadas. Se adscribe al Cámbrico(?) y supone un medio
tropical muy húmedo, bajo una potente cobertera de suelo ferruginoso y
abundante vegetación. Esta karstificación cámbrica influyó en gran parte en
los procesos karstificadores neógenos. –Aplanamientos. Cerro de Hierro está afectado
por las superficies SK1 y SK2 que se mencionaron anteriormente. La
principal es SK1, que se corresponde con la superficie corrosiva del
sector de Cazalla–Constantina. En el sector del Cerro de Hierro se
inclina hacia la depresión de la Nava del Pozuelo, que drena con
dificultad hacia la Rivera del Huéznar. b). Paleopoljés.
La formación de poljés por debajo de las superficies corrosivas neógenas
llevó a la aparición de un sistema dendrítico de valles, visibles en
la actualidad en forma de paleovalles secos de dirección W–E, N–S y
NW–SE. En esta organización se apoya la red fluvial actual de dirección
N–S, ya que las capturas de los cursos que cortan las calizas cámbricas
(Huéznar y afluentes) han progresado rápidamente aprovechando los
pasillos, cañones y paleovalles kársticos. El principal es el
paleopoljé de los Llanos de San Sebastián (Cazalla de la Sierra) cuyo
borde septentrional se desarrolla parcialmente en granitos y el
meridional presenta la superficie SK1 desfondada por dolinas abiertas,
algunas de gran tamaño. Hacia el este, el polje se abre al Huéznar por
un rosario de depresiones kársticas rellenas de terras–rossas. Hacia
el oeste es drenado por el arroyo Sotillo por medio de una captura que
unía este poljé con el de San Antonio por medio de una garganta. Otro
importante paleopoljé es el de Fuente de la Reina (NW de Constantina),
con dirección W–E y unos 3 Km de longitud. Se desarrolla a partir de
un sinclinal fallado en su flanco sur. Al norte aparece la SK2 y al sur
la SK1. El sector norte presenta la SK2 desfondada por un importante
campo de dolinas abiertas que drenan hacia el poljé. Después de
fuertes lluvias el poljé drena hacia su antiguo ponor: la Fuente de la
Reina, en el extremo oeste que también presenta un drenaje hacia el Huéznar
con un depósito travertínico en cascada. Por último, mencionar el
paleopoljé de la Aurora (N de Constantina), en el interfluvio de los
arroyos de la Villa y Guadalbal, de dirección WNW–ESE y 2 Km de
longitud, abierto a los dos arroyos. Se ha desarrollado a partir de
fracturas locales paralelas a la falla regional de Constantina. Posee un
ponor cuyo conducto principal tiene 12 m de profundidad y está
recubierto por coladas estalagmíticas. Al norte existe un paleovalle de
dirección NW–SE que sigue la falla de la Fundición de la Plata. Este
valle está colgado y no drena al exterior. Existen más paleovalles
entre el poljé de la Aurora y el de Fuente de la Reina. c). Cavidades.
No son numerosas en la Sierra Norte, existiendo diversas simas y cuevas
irregularmente repartidas, por ejemplo: en la zona de Cazalla y Cerro
del Hierro. Mencionaremos las más conocidas y relevantes:
La cueva de Los Covachos (N
de Almadén de la Plata) se abre en calizas del cámbrico medio. Su
recorrido sobrepasa los 300 m con 26 m de desnivel. Hay varias salas y
galerías repartidas en dos pisos, con una sima en rampa final que a su
vez se divide en múltiples galerías estrechas. Su estado es senil, con
numerosas concreciones deterioradas por los visitantes, espesores de
arcilla y caos de bloques. Se han hallado restos neolíticos y calcolíticos.
La cueva de Santiago se sitúa junto a la cola del embalse de El
Pintado, también en calizas cámbricas. Constituye la cavidad más
compleja e interesante de la Sierra Norte con 21 entradas, numerosas
salas y galerías e incluso lagos subterráneos. También se han
encontrado en ella vestigios prehistóricos (3500 a.c). d). Travertinos.
Son frecuentes en la Sierra Norte. Los hay de dos tipos: –Asociados
a fuentes y surgencias, como los de Fuente del Ángel (Cazalla) y los de
la Cartuja y Cueva Chica de Santiago, también en Cazalla. Son facies de
cascadas, algo concrecionadas, y depósitos detríticos. Son
fini–pleistocenos u holocenos y suelen tener restos del Neolítico–Bronce. –Asociados
a cursos fluviales actuales o a paleovalles. Forman depósitos complejos
con sistemas de terrazas, donde hay tanto carbonatos muy puros como
sedimentos detríticos. Destacan los de los valles del Huéznar,
especialmente los del arroyo de la Villa (Constantina), que también se
nutrieron de fuentes. Son del Pleistoceno Medio y Superior. e).
Relieves de aplanamiento.
Las
superficies de arrasamiento anteriores al Mioceno son difíciles de
estudiar. Se distinguen con claridad en Ciudad Real y Jaén, pero en el
resto de los lugares la sedimentación triásica es marginal y de
distribución irregular. No obstante, rasgos morfológicos relacionables
con aplanamientos pretriásicos se pueden seguir al norte de La Puebla
de los Infantes. Pero el arrasamiento más generalizado es el que
conecta por el norte con la superficie de erosión fundamental de la
Meseta. Por el sur, el arranque de la sedimentación miocena,
generalmente detrítica, sobre un sustrato frecuentemente deformado, se
identifica con una superficie preneógena basculada con relieves
abastecedores de clastos hacia el margen meridional de Sierra Morena.
Esta superficie es recortada, a su vez, por otra postneógena.
Por debajo de ellas hay perfiles de alteración que en los
granitos pueden ser muy potentes, heredados y de clima tropical húmedo.
En esa zona, dentro del primer gran escalón topográfico de la sierra,
se definen más de seis niveles de aplanamiento, que van desde los altos
relieves residuales calcáreos (Gibarrayo, Sierra de la Grana,
Reventones, etc) y areniscosos (Cerros del Negrillo) hasta los fondos de
valle de los principales ríos. Los niveles más importantes son los SK1
(600–670 m) y SK2 (630–620 m). El más alto aparece muy bien entre
Cazalla y Constantina, siendo una superficie de corrosión jalonada de
numerosos cerros de vertientes convexas, poljés y paleovalles y dolinas
estructurales. Presenta antiguos suelos ferralíticos. Su edad parece
ser finipliocena. La otra superficie abarca una gran extensión al NW,
aplanando pizarras y granitos. En las primeras aparecen suelos poco
potentes ricos en hematites y arcillas illíticas. En los granitos se
forman espesos suelos caoliníticos. También parece ser finipliocena.
Hacia el sur, el rejuvenecimiento de fracturas hercínicas produce un
escalonamiento de las superficies. El más representativo se define e
partir de la falla de Constantina y da lugar al segundo gran escalón
serrano: el nivel de 400 m, representado en el batolito de Ventas
Quemadas y el de El Pedrochal (SE de El Pedroso). También ocurre en
relación con las fallas de la Fundición de la Plata y del Viar. A
grandes rasgos, más de dos tercios de la Sierra Norte presentan
aplanamientos. Las superficies más desarrolladas y conservadas están
en el NE, donde el Huéznar no ha erosionado demasiado y por donde
discurre la divisoria de aguas con el Bembézar. Hacia el S también hay
restos de aplanamientos en los interfluvios y relieves somitales, pero
la potente erosión fluvial corta las superficies y rejuvenece las
formas heredadas.
En
las superficies de aplanamiento existen relieves residuales de mayor
resistencia a la erosión. Destaca el cerro de la Acebuchosa, al NW de
la cuenca del Viar (corneanas destacando sobre granodioritas) y el cerro
de la Cumbre, entre Constantina y Villanueva (lavas ácidas entre
granitos). Evolución
geomorfológica de la Sierra Norte
La historia
del modelado de la Sierra Norte no se puede separar de la evolución del
zócalo ibérico. Esto implica que gran parte de las evidencias
geomorfológicas se han perdido y sólo nos quedan rasgos de gran
impacto o de génesis reciente. La historia geomorfológica del Macizo
Ibérico comienza después de la orogenia Hercínica, cuando emergen los
primeros relieves y comienza el arrasamiento del zócalo, que continúa
en la actualidad.
El volumen de
los primeros relieves y la importancia de su erosión se reflejan en la
importancia de la sedimentación detrítica carbonífera y permotriásica
de las cuencas del borde meridional. La relativa estabilidad tectónica
posthercínica y la erosión de la cadena generaron la superficie de
erosión pretriásica, en un entorno con fuerte rubefacción, aunque sin
génesis de caolinitas. Retoques posteriores, mesozoicos y de inicios
del Terciario (Etapa prearcósica) Elaboraron aplanamientos con mantos
de alteración caolinítico–ferruginosos, que se reconocen como la
Penillanura Poligénica y que es utilizada como superficie morfológica
de referencia a partir del Macizo Ibérico. La definición de
superficies y paleosuperficies terciarias será la tónica en Sierra
Morena.
Posteriormente,
durante la época alpina, dominan los procesos de alteración
tropical–subtropical árida (sabana) al tiempo que la tectónica
afecta al zócalo rígido con fuertes abombamientos que afectaron tanto
a superficies como a unidades. También se reactivaron las antiguas
alineaciones tectónicas hercinicas, la que produjo una desnivelación
de bloques, lo que generó las directrices principales de la estructura
actual de sierras y depresiones. Este escalonamiento y la alteración árida
dieron paso al inicio del ciclo arcósico, en el que los antiguos mantos
de alteración son desmantelados y acumulados en las cuencas neógenas
continentales y marinas.
En
el Neógeno se forman las superficies SK1 y SK2, asociadas a corrosiones
kársticas, elaborándose el paleokarst de la Sierra Norte. También se
forman arrasamientos de los sustratos graníticos, a veces con potentes
mantos de alteración. Su evolución es compleja, con erosión,
meteorización química y formación de suelos. Concretamente, durante
el Mioceno la aridez climática se acentúa y se favorece el desarrollo
de carbonataciones que consolidan y estabilizan el relieve: el zócalo
sufre una epigénesis caliza que cementa y transforma superficialmente
las rocas silíceas y su manto de alteración, por lo que la degradación
de los mismos es más difícil. Al tiempo, los bordes de cuenca se
rebajan y aplanan a modo de pedimentos y en las depresiones se depositan
sedimentos químicos. Esta superficie de aplanamiento y sedimentación
enlazaría suavemente con el basamento arrasado o con los piedemontes de
las áreas montañosas.
En
el Plioceno Inferior–Medio tiene lugar una reactivación tectónica
tardía que afecta al zócalo pero que también se refleja en la
cobertera. Así, en el contacto con la cuenca del Guadalquivir se
desnivelan determinadas plataformas miocenas, mientras que en el
interior del macizo se removilizan las fracturas hercinicas, con
hundimiento de bloques que dan lugar a un relieve de fallas. Se
desnivelan así superficies corrosivas y se estimula la formación de
poljés y dolinas. Todo esto rejuveneció el relieve y dio paso al ciclo
postarcósico, que se inició con un cambio climático hacia condiciones
más húmedas. Las calizas aflorantes fueron parcialmente disueltas y
karstificadas, asociándose a ello la génesis de suelos ferruginosos y
terra–rossas.
Ya
en el tránsito Plioceno–Pleistoceno, concretamente en el
Villafranquiense, y a partir de la regresión pliocena, antes de la
implantación de la red fluvial cuaternaria, la continentalización de
la cuenca del Guadalquivir hace que al pie de la sierra se desarrolle un
piedemonte heterogéneo que, en forma de glacis y coberteras aluviales,
llega hasta la costa. 0tros autores hablan más bien de terrazas y
niveles de alteración caolinítico–ferruginosos, la que está apoyado
por la paleored fluvial del río Guadiamar que aparece en Aznalcóllar.
En
el resto del Cuaternario tiene lugar la incisión fluvial que, por erosión
remontante, se lleva a cabo por los afluentes de la margen derecha del
Guadalquivir a favor de los materiales más débiles o de fracturas,
exhumando un relieve de rocas resistentes y marcando una separación más
clara entre los bloques elevados y hundidos. Esta red fluvial se apoya
fuertemente en el paleokarst neógeno, contribuyendo además a su
desmantelamiento y exhumación. No obstante, la formación de
travertinos en surgencias, cursos fluviales y paleovalles atestigua el
mantenimiento de fases favorables a la karstificación en el
Cuaternario, así como el encajamiento de la propia red fluvial. |
