Vera_2004_Geologia-Cordillera-Betica

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GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
Juan A. Vera
DEPARTAMENTO DE ESTRATIGRAFÍA Y PALEONTOLOGÍA (UNIVERSIDAD DE GRANADA).
REAL ACADEMIA DE CIENCIAS EXACTAS, FÍSICAS Y NATURALES.
a los 2.000 m (Sierra Tejeda, en Málaga; Sierras Harana, 
de Lújar, de Baza y de la Sagra, en Granada; Sierras 
Mágina y de Segura, en Jaén; Sierras de María, de los 
Filabres y de Gádor, en Almería; Sierras del Taibilla y 
de las Cabras, en Albacete) y otros muchos relieves de 
cotas cercanas o superiores a 1.500 m, pero que des-
tacan ampliamente en el paisaje ya que se elevan de 
manera notable con respecto a los relieves circundantes 
(entre ellos: Sierra de Grazalema, en Cádiz; Serranía de 
Ronda, Sierras de las Nieves y de Yunquera, en Málaga; 
Sierras Horconera, del Ahillo y de Cabra, en Córdoba; 
Sierras Gorda, de Alta Coloma y de Orce, en Granada; 
Sierras de Cazorla, Jabalcuz y Pandera, en Jaén; Sie-
rras de las Estancias y Alhamilla, en Almería; Calar del 
Mundo, Sierras de Alcaraz, del Carche y del Zacatín, en 
Albacete; Sierras Espuña, Pajarón, Buitre y de Ponce, en 
Murcia; Sierras Aitana, Serrella-Aixorta, Cabeçó d’Or y 
Puigcampana, en Alicante).
Desde el punto de vista geológico la Cordillera 
Bética es una cadena montañosa formada durante el 
plegamiento alpino que forma parte del conjunto de 
cadenas alpinas que rodean al Mediterráneo occidental 
(Orógeno Perimediterráneo occidental), el cual a su vez 
se integra en un conjunto de cadenas alpinas aún ma-
yor que incluye los Alpes, Cárpatos, Helénides y Cauca-
so, y que hacia el este llega hasta el Himalaya.
En la Cordillera Bética los pliegues tienen una ali-
neación dominante OSO-ENE, pero en la cercanía del 
estrecho de Gibraltar giran casi 180º de manera que, 
a través del Arco de Gibraltar, la cordillera se continúa 
por el norte de África con las cadenas alpinas norteafri-
Por invitación expresa del Comité Organizador del 
XIII Simposio sobre la Enseñanza de la Geología (Alican-
te, 2004) se pronuncia una conferencia cuyo contenido 
se refl eja en este trabajo. Hace diez años con motivo 
del VIII Simposio (Córdoba, 1994) pronuncié otra con-
ferencia, en este caso sobre la «Geología de Andalucía» 
(1) y como en aquella ocasión aquí me planteo cubrir 
(en la medida de lo posible) y de manera simultánea 
dos objetivos que aparentemente son contradictorios. 
El primero consiste en mostrar el grado de conocimien-
to actual sobre el tema y aportar información sobre la 
bibliografía básica (seleccionada y reciente) que facilite 
al experto en Geología profundizar por sí mismo en el 
tema. El segundo consiste en manejar, tanto en la con-
ferencia como en el texto escrito, un lenguaje científi co 
lo más simple posible que permita su comprensión a 
personas sin una formación geológica previa.
1. RASGOS GENERALES Y DEFINICIÓN
La Cordillera Bética es la gran unidad geológica que 
ocupa del sur y sureste de España. Coincide con la gran 
unidad morfológica constituida básicamente por relie-
ves montañosos que ocupan gran parte de Andalucía, 
la comunidad de Murcia completa, la parte meridional 
de la provincia de Albacete, la totalidad de la provincia 
de Alicante y el sur de la de Valencia (Fig. 1).
Los relieves montañosos incluyen los de mayor al-
titud de la Península Ibérica (Sierra Nevada, Mulhacén 
3.481 m y Veleta 3.392 m), otros con cotas superiores 
GEOLOGÍA DE ALICANTE
P. Alfaro, J. M. Andreu, A. Estévez, J. E. Tent-Manclús y A. Yébenes (editores)
Alicante 2004, 17-36 – ISBN 84-86980-07-0
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canas (Rif y Tell) las cuales, a su vez, a través de Sicilia, 
se prolongan en Italia con los Apeninos. La Cordillera 
Bética hacia el E se continúa bajo el Mediterráneo has-
ta el promontorio balear, de manera que las Baleares 
forman parte de este conjunto de cadenas alpinas, que 
tras una interrupción se continúa por Córcega hasta 
llegar a los Alpes donde se tiene el enlace con los 
Apeninos, completándose de este modo el Orógeno 
Perimediterráneo occidental. Todas las cordilleras que 
integran este orógeno, incluida la Cordillera Bética, se 
formaron durante el Mioceno como consecuencia de 
movimientos horizontales de fragmentos de la litosfera 
(placas) que ocasionaron el plegamiento y la consi-
guiente emersión que dio lugar a los nuevos relieves 
montañosos.
2. FUENTES DE INFORMACIÓN
Las fuentes de información sobre la Geología de la 
Cordillera Bética son muy diversas. Una esencial son los 
mapas geológicos de diferente escala publicados por el 
Instituto Geológico y minero de España (2), entre los 
que merecen destacarse los de escala 1: 50.000, ya que 
son los de escala más detallada que cubren la totalidad 
de España. Precisamente este año ha fi nalizado el Plan 
MAGNA, iniciado en 1970, con la realización de los 
últimos mapas geológicos de esta escala que estaban 
aún pendientes. Para la parte de cordillera incluida en 
Andalucía se dispone de un mapa geológico a escala 
1: 400.000, publicado por la Junta de Andalucía (3) de 
gran utilidad. Otra fuente de información proviene de 
la prospección petrolífera, tanto de los perfi les sísmicos 
como de los sondeos perforados en la cordillera, que 
aportan una valiosa información sobre la geometría de 
los materiales en el subsuelo, tanto de la parte emergi-
da como de su continuación bajo el mar, en especial en 
el Mar de Alborán y el Golfo de Cádiz. A ellos hay que 
añadir los perfi les sísmicos profundos realizados, con 
fi nes exclusivamente científi cos, en las dos últimas dé-
cadas que han aportado información sobre los niveles 
más inferiores de la litosfera (4) y los datos de sondeos 
marinos profundos de los proyectos DSDP y ODP (5) 
efectuados en el Mar de Alborán, también con fi nes 
puramente científi cos. 
Desde hace unos diez años se dispone de una nueva 
fuente de información que son las imágenes obtenidas 
desde satélites que cubren la totalidad de la Península 
Ibérica (6) y que permiten ver la distribución geográfi ca 
de los principales relieves y establecer la relación de los 
mismos con las unidades geológicas diferenciadas. 
El estudio sistemático sobre el terreno de los con-
juntos de estratos sucesivos, y de los fósiles que contie-
nen, posibilita conocer las edades relativas de las rocas 
sedimentarias que afl oran en superfi cie o las que han 
sido atravesadas por los sondeos. Estas edades relativas 
pueden expresarse en cifras numéricas, en millones de 
años (Ma), utilizando tablas de tiempo geológico cali-
brado (7, 8), en las cuales la precisión numérica de las 
edades de los límites de unidades relativas es cada vez 
mayor. 
La fuente de información más valiosa para los 
especialistas en cada una de las ramas que integran 
las Ciencias Geológicas es, sin duda, el conjunto de 
artículos y monografías publicados sobre los más dife-
rentes aspectos de la Geología de la Cordillera Bética. El 
volumen de publicaciones es enorme y sus autores son 
de muy diversas nacionalidades (es especial: españoles, 
holandeses, franceses, alemanes, ingleses, italianos y 
norteamericanos). Las revistas científi cas en las que se 
incluyen estas publicaciones también son muy diversas. 
Una parte de ellas son españolas mientras que otra par-
te están editadas en otros países, incluyendo entre ellas 
las de mayor prestigio científi co internacional. Por esta 
razón es muy necesario recurrir a las bases de datos (9) 
que faciliten su localización y análisis. Para el caso con-
creto de la Cordillera Bética se dispone de una base de 
datos muy completa para el intervalo 1978-2002 publi-
cada hace un año (10). Para quienes quieran iniciarse 
en el tema es recomendable empezar con los libros en 
los que incluyan capítulos dedicados monográfi camen-
te a la Cordillera Bética (11) entre los cuales se incluye 
uno de muy reciente aparición (12), del que el autor de 
este trabajo ha tenido el honor de ser el editor princi-
pal, del libro y editor del capítulo de Cordillera Bética 
y Baleares, en el que han participado más de sesenta 
autores todos ellosde reconocido prestigio en los más 
diferentes aspectos de la Geología.
3. GRANDES UNIDADES GEOLÓGICAS
En la Cordillera Bética en función de la edad de las 
rocas que afl oran y del grado de deformación que les 
afecta se pueden diferenciar cuatro grandes unidades 
geológicas: las Zonas Externas Béticas, las Zonas Inter-
nas Béticas, el Complejo del Campo de Gibraltar y las 
Cuencas Neógenas postorogénicas (Fig. 1). Para enten-
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der mejor estos conceptos es conveniente partir de un 
mapa paleogeográfi co como el que se representa en 
la fi gura 2. Este mapa representa la distribución de las 
grandes unidades de la litosfera terrestre (placas), así 
como la distribución de mares y continentes, durante 
el Jurásico superior (hace unos 150 Ma). La primera 
unidad cortical es la Placa Ibérica que incluiría un sector 
emergido (continente ibérico) que hacia el sur y sureste 
se hundía bajo el mar de manera que existía un amplio 
sector en el que había sedimentación marina (margen 
continental sudibérico). La segunda unidad cortical es 
la Placa Africana, que como en el caso anterior tendría 
una parte emergida (continente africano) y con un 
margen continental adyacente por el norte. La terce-
ra unidad cortical de aquella época sería la Subplaca 
Mesomediterránea, ubicada en una posición actual-
mente ocupada por el Mediterráneo.
Entre las tres placas (Ibérica, Africana y Mesomedite-
rránea) se localizaron a lo largo del tiempo lenguas de 
mar profundas, con sustrato de corteza oceánica, cuya 
anchura varió a lo largo de tiempo, siguiendo el deno-
minado ciclo de Wilson, que son las que se denominan 
«Surcos de los Flyschs» en los cuales se depositaron 
turbiditas del Cretácico, Paleógeno y Mioceno inferior. 
Concretamente en la banda situada entre la Placa Ibé-
rica y la Subplaca Mesomediterránea se depositaron los 
fl yschs que actualmente afl oran en la Cordillera Bética 
(Complejo del Campo de Gibraltar).
La Subplaca Mesomediterránea estaría formada por 
rocas del Paleozoico y en menor medida del Mesozoico 
y Paleógeno, que durante el Cenozoico han sufrido 
transformaciones muy notables (plegamiento, frac-
turación, metamorfi smo, etc.) aunque con un grado 
desigual en cada una de sus unidades o complejos. 
Durante una parte del Mioceno (desde hace 19 Ma 
hasta hace unos 9 Ma) la Subplaca Mesomediterránea 
se ha desintegrado en varios bloques que han sido ex-
pulsados centrífugamente hasta chocar con los márge-
nes continentales sudibérico y norteafricano. Las Zonas 
Externas Béticas corresponden a las rocas sedimentarias 
depositadas en el margen continental sudibérico defor-
madas durante la colisión del fragmento de la Subplaca 
Mesomediterránea, que se desplazó hacia el oeste (de-
nominado Dominio de Alborán). Del mismo modo las 
Zonas Externas Norteafricanas se formaron por la coli-
sión del Dominio de Alborán con el margen continental 
norteafricano. Las Zonas Internas Béticas son precisa-
mente la parte emergida del Dominio de Alborán en el 
sur de España, intensamente deformado y desplazado 
hacia el oeste; estos materiales se continúan bajo el 
Mar de Alborán, constituyendo una corteza continental 
adelgazada. Durante el desplazamiento hacia el oeste 
del Dominio de Alborán, y su posterior colisión, los 
materiales turbidíticos depositados en los Surcos de los 
Flyschs fueron expulsados y trasladados solidariamente 
hasta ocupar la posición actual, que en la Codillera Bé-
tica en la proximidad del contacto de las Zonas Internas 
con las Zonas Externas, con un mayor desarrollo en el 
extremo más occidental (Campo de Gibraltar, provincia 
de Cádiz) razón por la que se les conoce con el nombre 
de Complejo del Campo de Gibraltar. 
Terminada la colisión (la fase orogénica) se indivi-
dualizaron áreas con hundimiento (subsidencia) en las 
que hubo de nuevo una sedimentación importante, 
en gran parte alimentadas por los productos de la 
erosión de los nuevos relieves emergidos. Estas áreas 
son conocidas genéricamente como Cuencas neógenas 
postorogénicas, ya que los sedimentos que las rellenan 
son del Neógeno (Mioceno superior-Plioceno) y su de-
pósito se inició después de la fase orogénica que formó 
la cordillera. Dentro de ellas destacan: la Cuenca del 
Guadalquivir (Fig. 1) localizada entre el Macizo Varisco 
Ibérico y la propia cordillera y un conjunto de cuencas 
menores distribuidas entre los nuevos relieves mon-
tañosos (cuencas intramontañosas). También puede 
considerarse la Cuenca de Alborán, desarrollada sobre 
la corteza continental adelgazada antes citada, ubicada 
en el mar del mismo nombre al sur de los afl oramientos 
de la Cordillera.
 
3.1. Zonas Externas Béticas
Ocupan los afl oramientos de mayor extensión de la 
cordillera (Fig. 1). Están constituidas por las rocas sedi-
mentarias del Triásico hasta el Mioceno inferior que se 
habían depositado en el margen continental sudibérico. 
Las únicas rocas no sedimentarias existentes son rocas 
volcánicas submarinas (o subvolcánicas) que localmente 
se intercalan en las rocas sedimentarias del Mesozoico. 
Las Zonas Externas Béticas constituyen una cobertera 
despegada de su basamento, que era la continuación 
hacia el sur del Macizo Varisco Ibérico que en la ac-
tualidad se localiza a pocos kilómetros de profundidad 
hundiéndose ligeramente hacia el sur. El grado de de-
formación de esta cobertera, adquirido como un efecto 
de la colisión continental, es notablemente mayor en 
las partes más meridionales y menor en las más septen-
trionales y más cercanas al antiguo continente ibérico. 
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Como consecuencia del plegamiento y la fracturación, 
la cobertera se ha acortado sustancialmente con res-
pecto a la anchura original de su área de depósito 
(el margen continental sudibérico), de manera que la 
anchura de afl oramientos actuales (Zonas Externas) es 
menos de la mitad de la originaria.
Dentro de la Zonas Externas Béticas a partir de los 
rasgos estratigráfi cos y el grado de deformación de las 
unidades de rocas se diferencian dos grandes unida-
des: Prebético y Subbético (Fig. 1) nombres utilizados 
desde los primeros trabajos de síntesis de la cordillera 
(13). El Prebético es la unidad más septentrional y con 
menor grado de deformación, se caracteriza por tener 
términos del Jurásico medio-superior, del Cretácico y 
del Paleógeno en los que dominan los depósitos de 
medios marinos someros, con episodios de medios 
costeros e incluso continentales. El límite norte del 
Prebético se hace coincidir con la desaparición de los 
pliegues de dirección bética (OSO-ENE), de manera 
que en unos sectores se pone en contacto con áreas 
donde los materiales mesozoicos quedaron horizonta-
les (Cobertera Tabular, Fig. 1) y en otros sectores que 
presentan alineaciones de pliegues diferentes (Cadena 
o Cordillera Ibérica). El Subbético es la unidad más 
meridional, está desplazada hacia el norte de manera 
que cabalga ampliamente sobre el Prebético y presenta 
un mayor grado de deformación, hasta el punto que 
en amplios sectores ha perdido su coherencia interna 
habiendo adquirido una estructura caótica (Complejos 
Subbéticos caóticos). Desde el punto de vista estratigrá-
fi co el Subbético se caracteriza por tener términos del 
Jurásico medio-superior, del Cretácico y del Paleógeno 
propios de depósitos de medios pelágicos, alejados de 
las costas, con abundantes fósiles de organismos mari-
nos nadadores y fl otadores (del plancton). 
Los nombres de Prebético y Subbético se usan 
también para denominar a los dos sectores del margen 
continental sudibérico en los que se depositaron los 
sedimentos de la unidad geológica del mismo nombre 
(Fig. 2). El Prebético sería el dominio paleogeográfi co 
Figura 1. Mapa geológico de la Cordillera Bética. 
Gibraltar 
- Cobertera tabular 
o 50 100 
Mar de Albarán 
V i:::::::-7 Neógeno postorogénico 
a_J V.- Rocas volcánicas 
ZONAS INTERNAS 
Complejo del 
Campo de Gibraltar 
ZONAS 
- Subbético} 
D EXTERNAS Pre béticoComplejo Olistostrómico 
del Guadalquivir 
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más septentrional y más cercano al continente ibérico, 
mientras que el Subbético sería el más meridional y 
más alejado del citado continente (Fig. 3 A). La de-
formación ocurrida durante el Mioceno inferior-medio 
(Fig. 3 B,C,D), mientras ocurrió la colisión, dio lugar a 
que el Prebético de la mitad occidental de la Cordillera 
quedase cubierto tectónicamente por el Subbético, o 
en su caso por los sedimentos neógenos discordantes 
de la Cuenca del Guadalquivir, de manera que los 
afl oramientos más occidentales del Prebético son los 
cercanos a Jaén. 
La diferenciación entre los dos grandes dominios pa-
leogeográfi cos tuvo lugar en una etapa de fracturación 
ocurrida durante el Jurásico inferior (hace 190 Ma). Pre-
viamente la sedimentación había sido bastante homo-
génea con desarrollo de plataformas carbonatadas de 
Figura 2. Mapa y sección con la reconstrucción paleogeográfi ca para el Jurásico superior (hace unos 150 Ma) según Vera y 
Martín-Algarra, 1994: Phanerozoic Stromatolites II, Kluwer Academic Press, Dordrecht, pp. 319-344. A.- Mapa paleogeográfi co 
(I-I’ sección representada en la fi gura B). Leyenda: a.- Áreas emergidas de la Placa Ibérica, de la Placa Africana y de la Subplaca 
Mesomediterránea. b.- Prebético (áreas con depósito). c.- Subbético (sectores más subsidentes). d.- Subbético (sectores menos 
subsidentes). e.- Franjas con corteza oceánica (surcos de los fl yschs). f.- Margen continental de la Subplaca Mesomediterránea. 
g.- Áreas adyacentes al continente de la Subplaca Mesomediterránea con escaso o nulo depósito. h.- Sectores del margen con-
tinental adyacente a la Placa Africana con sedimentación marina somera. i.- Sectores del margen adyacente a la Placa Africana 
con sedimentación marina pelágica. j.- Principales fallas normales (extensivas). B.- Sección señalada en la fi gura A (escala arbitra-
ria). Leyenda: CCG.- Complejo del Campo de Gibraltar. k.- Sedimentos costeros. l.- Sedimentos de plataforma marina somera y de 
llanuras de mareas. m.- Facies hemipelágicas. n.- Facies pelágicas de áreas subsidentes (surcos). o.- Facies pelágicas de áreas poco 
subsidentes (umbrales). p.- Rocas volcánicas submarinas. q.- Fondo oceánico en expansión. r.- Fondos marinos sin depósito. 
h i j 
10 ~ / 
A 
Margen continental sudibérico C> Subplaca mesomediterránea 
t----------r------------------l 8 (unidad corlical de procedencia 
de las Zonas Internas Béticas) e éi o bb'fco 
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medios marinos de aguas someras extraordinariamente 
extensas en las que se depositaron rocas carbonatadas 
que constituyen las unidades litoestratigráfi cas más 
características. Sin embargo, a partir de este aconte-
cimiento, en el Subbético se inició la sedimentación 
marina pelágica, mientras que en el Prebético continuó 
la sedimentación en plataformas marinas someras.
En el Prebético, desde el punto de vista estratigrá-
fi co, se observan variaciones notables según sectores, 
lo que permite delimitar dos subdominios paleogeo-
gráfi cos de características estratigráfi cas diferentes. El 
más septentrional del Prebético se caracteriza por tener 
prolongados episodios sin depósito (lagunas estratigrá-
fi cas) que afectan sobre todo al Cretácico inferior y 
al Paleógeno. El más meridional presenta secciones 
estratigráfi cas mucho más continuas, sin grandes lagu-
nas estratigráfi cas, y con un importante desarrollo de 
las calizas organógenas, de rudistas y orbitolinas, del 
Cretácico inferior, depositadas en medios marinos muy 
someros. Hacia el sur, este último sector del Prebético, 
en la provincia de Alicante presenta algunos términos 
con características semejantes a los de la misma edad 
del Subbético, lo que ha llevado a diferentes autores 
(14) a defi nir el «Prebético de Alicante». Debido a 
esta semajanza con el Subbético algunos sectores del 
Prebético de Alicante han sido incluidos en algunos 
mapas geológicos en el Subbético más septentrional; 
sin embargo como el límite entre Prebético y Subbéti-
Figura 3. Reconstrucciones paleogeográfi cas del sur de Iberia desde antes del inicio de la colisión, en el Mioceno inferior (Aquita-
niense superior), hasta el fi nal de la colisión en el inicio del Mioceno superior (según: Sanz de Galdeano y Vera, 1992; Basin Re-
search, 4: 21-36). Leyenda: SPM.- Subplaca Mesomediterránea. ZENA.- Zonas Externas de las cadenas norteafricanas. AB.- Cuenca 
de Alborán. 1.- Corteza oceánica. 2.- Corteza continental adelgazada. 3.- Surco de los fl yschs. 4.- Materiales depositados en el 
surco de los fl yschs parcialmente desplazados. 5.- Complejo del Campo de Gibraltar y unidades equivalentes de otras cadenas. 
6.- Zonas Internas (de la Cordillera Bética y de las cadenas norteafricanas). 7.- Áreas con gran cantidad de elementos deslizados 
(olistostroma). 8.- Línea de costa actual. 9.- Fallas principales. 10.- Frente de los olistostromas.
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Tortoniense inferior (9 Ma) 
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co se fi ja en el contacto tectónico (cabalgamiento del 
Subbético sobre el Prebético) es más correcto incluirlo 
en el Prebético aunque matizando que tiene caracterís-
ticas estratigráfi cas singulares. Desde un punto de vista 
tectónico, el Prebético se caracteriza por una estructura 
de pliegues y fallas muy marcada. Destaca la zona de 
escamas del arco Sierra de Cazorla-Sierra de Alcaraz, 
área adyacente al continente ibérico, donde el empuje 
hacia el norte de todos los materiales se expresa con es-
tos sistemas de fallas inversas vergentes hacia fuera de 
la cordillera. Otro rasgo singular es el gran desarrollo, 
en las provincias de Alicante y Murcia, de las estructu-
ras diapíricas, en las que los sedimentos yesíferos del 
Triásico perforan a los materiales más recientes. En el 
resto del Prebético dominan las estructuras en pliegues 
(anticlinales y sinclinales), en general vergentes hacia 
en NNE, y de fallas entre las que destacan algunas de 
grandes dimensiones transversales a las estructuras de 
plegamiento y que separan sectores con distinto grado 
de deformación (fallas de transferencia).
En el Subbético también se establecen diferencias 
paleogeográfi cas de orden menor (subdominios paleo-
geográfi cos) debidas al diferente grado de hundimiento 
del fondo de la cuenca sedimentaria simultáneo al de-
pósito (subsidencia) desde la etapa de fracturación antes 
citada: estos subdominios se disponen alineados según 
una dirección que actualmente es OSO-ENE (Fig. 2), la 
misma que los ejes de los pliegues. Durante el Jurásico 
medio-superior y Cretácico inferior, se delimitan dos 
subdominios con escasa subsidencia en los que se de-
positaron sedimentos con escaso espesor por unidad de 
tiempo (tasa de sedimentación) y otros dos subdominios 
con mayor subsidencia en los que se acumularon espeso-
res mayores de sedimentos. En uno de los sectores más 
subsidentes del Subbético (el más meridional de los dos) 
tuvieron lugar erupciones volcánicas submarinas, que se 
intercalan en los sedimentos del Jurásico medio-superior 
y parte del Cretácico. Desde el punto de vista tectónico, 
en el Subbéticodestaca el despegue generalizado de la 
corbertera sobre al basamento, actuando de nivel de 
despegue los materiales yesíferos del Triásico. La estruc-
tura interna dominante del Subbético es la de láminas 
cabalgantes (antes denominadas mantos de corrimiento) 
con desplazamientos notables hacia el NNW. Llama la 
atención la existencia de vergencias contrarias en las par-
tes más meridionales, las más cercanas al contacto con 
las Zonas Internas, debidas a retrocabalgamientos. 
En la mitad oriental de la cordillera, desde Crevillen-
te (Alicante) a Jaén, el Subbético se pone en contacto 
con el Prebético (Fig. 1) mediante el cabalgamiento, 
antes mencionado. Sin embargo, en la mitad occiden-
tal de la Cordillera, el Subbético se pone en contacto 
directamente con la Cuenca del Guadalquivir, quedado 
el Prebético oculto bajo el Subbético cabalgante y los 
sedimentos neógenos de la citada cuenca. En el frente 
norte del Subbético y parte sur de la Cuenca del Gua-
dalquivir se ubica una unidad compleja constituida por 
materiales de procedencia esencialmente subbética que 
se han deslizado en un fondo marino hacia el norte, 
hasta alcanzar el surco marino profundo que precedía 
a la cuenca del Guadalquivir (15) de manera que los 
materiales del Subbético quedaron englobados en una 
matriz margosa del Mioceno inferior y, sobre todo, Mio-
ceno medio (Complejo Olistostrómico del Guadalquivir, 
ver Fig. 1).
3.2. Zonas Internas Béticas
En ellas afl oran las rocas, sedimentarias, ígneas y 
metamórfi cas, del Paleozoico (posiblemente incluso 
del Precámbrico) y del Triásico, y en menor medida 
y solamente en alguna de las unidades, del resto de 
Mesozoico y del Cenozoico. Se trata de materiales del 
Dominio de Alborán, fragmento de la Subplaca Meso-
mediterránea, intensamente deformados y posterior-
mente desplazados hacia el oeste hasta colisionar con 
el margen continental sudibérico. 
Dentro de las Zonas Internas se delimitan tres gran-
des unidades complejas (complejos) constituidas por 
pilas de mantos superpuestos, que de más bajo a más 
alto en la ordenación tectónica son: Complejo Nevado-
Filábride, Complejo Alpujárride y Complejo Maláguide, 
con diferencias notables entre ellos por la edad y 
litología de las rocas y el grado de la deformación y 
del metamorfi smo. Existen otras unidades de menor 
extensión que se ubican en los bordes de los afl ora-
mientos de las Zonas Internas Béticas que han sido 
recientemente denominadas Unidades Frontales (16) 
que incluyen la Dorsal y la Predorsal de nomenclaturas 
anteriores, y que aquí no serán tratadas. A diferencia 
de las Zonas Externas, en las Zonas Internas Béticas los 
materiales del posible zócalo Paleozoico y de la posible 
cobertera del Mesozoico-Cenozoico están deformados 
solidariamente.
El Complejo Nevado-Filábride es la unidad más in-
ferior tectónicamente, y afl ora extensamente en Sierra 
Nevada y la Sierra de los Filabres, de las cuales toma su 
nombre. Sus afl oramientos son los núcleos de grandes 
GEOLOGÍA DE ALICANTE
25
Lámina III. Fotografías de campo (P. Alfaro y J.A. López). 1. Rocas volcánicas del Mioceno de Cabo de Gata (Almería). 2. Cali-
zas jurásicas del Torcal de Antequera (Málaga, Subbético). 3. Vista del Estrecho de Gibraltar desde la parte meridional de la 
provincia de Cádiz. 4. Mulhacén y otras altas cumbres de Sierra Nevada (Complejo Nevado-Filábride). 5. Sinclinal en calizas 
cretácicas del río Truchas (Sierra de Cazorla, Prebético). 6. Minas de Alquife (las rocas encajantes de las menas de hierro son 
del Complejo Nevado-Filábride y están fosilizadas por los sedimentos del Plioceno de la Cuenca de Guadix-Baza. 7. Peridotitas 
de Sierra Bermeja (Complejo Alpujárride, provincia de Málaga). 8. Vista de la ciudad de Guadix y del relleno sedimentario de 
la Cuenca de Guadix-Baza. 
1 2
3 4
5 6
7 8
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
26
antiformas de manera que los materiales de los otros 
dos complejos, situados encima, les rodean. Todas las 
rocas que afl oran en este complejo son metamórfi cas, 
dominando los micaesquistos grafi tosos, a los que si-
guen, con menor abundancia, las cuarcitas, los gneises, 
las metabasitas y los mármoles. Dentro del complejo se 
han diferenciado dos unidades, inferior y superior, su-
perpuestas que constituyen pilas de grandes mantos de 
corrimiento, aunque posteriormente han sido afectados 
por una tectónica extensional muy importante. Algunos 
autores han explicado las unidades inferiores de este 
complejo como integrantes del margen continental su-
dibérico en lugar de la Suplaca Mesomediterránea.
El Complejo Alpujárride es la segunda de las gran-
des unidades que forman las Zonas Internas Béticas y 
ocupa una posición intermedia, de manera que se dis-
pone sobre el Complejo Nevado-Filábride y está debajo 
del Complejo Maláguide. De los tres complejos es el 
que mayor extensión de afl oramiento ocupa en al ac-
tualidad. El Paleozoico está constituido por micaesquis-
tos, cuarcitas, gneises y metabasitas, afectado por un 
metamorfi smo de grado medio a alto. En las unidades 
que afl oran en el sector más occidental (Serranía de 
Ronda) presenta volúmenes importantes de rocas ultra-
básicas (peridotitas). Sobre el Paleozoico se disponen 
los materiales permo-triásicos, que se inician con una 
unidad de fi litas y cuarcitas (Pérmico-Triásico inferior) a 
la que sigue una potente unidad de rocas carbonatadas 
(calizas y dolomías) del Triásico medio-superior que en 
algunas unidades están marmorizadas por efecto del 
metamorfi smo.
El Complejo Maláguide es la unidad tectónicamente 
superior, presenta rasgos bastante diferentes de los dos 
anteriores y afl ora extensamente al norte de Málaga. 
De una parte es el único complejo, de los tres, en el 
que hay materiales del Jurásico, Cretácico y Paleógeno. 
De otra parte el metamorfi smo, que afecta solamente 
a una parte del Paleozoico, lo hace de manera desigual 
en las diferentes unidades que constituyen el Complejo, 
pero siempre en un grado muy inferior al de los otros 
dos complejos, hasta el punto que en algunas unidades 
no hay metamorfi smo. El Paleozoico tiene una unidad 
basal de fi litas y areniscas (Ordovícico?-Silúrico), una in-
termedia de calizas y areniscas (Devónico) y otra supe-
rior de areniscas, lutitas y conglomerados (Carbonífero). 
Los materiales del Pérmico y Triásico, discordantes sobre 
los anteriores, están formados esencialmente por facies 
detríticas rojas. El Jurásico, el Cretácico y el Paleógeno 
afl oran de manera desigual, según las áreas geográ-
fi cas, destacando muy especialmente el afl oramiento 
de Sierra Espuña (Murcia) donde alcanzan el máximo 
desarrollo.
3.3. Complejo de Campo de Gibraltar
Las unidades geológicas que integran del Com-
plejo del Campo de Gibraltar generalmente se dis-
ponen cabalgantes sobre las Zonas Externas Béticas 
y, a su vez, están cabalgadas por las Zonas Internas 
Béticas. Este dispositivo se explica como consecuen-
cia de su traslado, desde la posición originaria (surco 
de los fl yschs béticos), de manera solidaria con el 
propio desplazamiento (y posterior colisión) del Do-
minio de Alborán. Se recuerda que dicha posición 
originaria era el área de fondo de corteza oceánica 
de extensión cambiante, que existió durante el Cretá-
cico y Paleógeno, entre la Placa Ibérica y la Subplaca 
Mesomediterránea. El afl oramiento más extenso se 
localiza en el Campo de Gibraltar (del que toman su 
nombre) ocupando la mitad meridional de la provin-
cia de Cádiz (Fig. 1). Otros afl oramientos signifi ca-
tivos son los localizados en la provincia de Málaga, 
entre las Zonas Internas y las Zonas Externas (Fig. 1). 
Los afl oramientos más orientales se localizan en la 
provincia de Almería (región de los Vélez) con una 
posición similar.
Están formadas por lutitas y margas marinas, depo-
sitadas en medios marinos profundos, en las que se in-
tercalan numerosos niveles de turbiditas tanto calcáreas 
(calcarenitas) como detríticas (areniscas). Los términos 
más antiguos sondel Cretácico (margas y microbrechas 
carbonatadas) y afl oran muy localmente en posición 
tectónica compleja. Los sedimentos del Paleógeno es-
tán formados por margas y lutitas con intercalaciones 
de turbiditas (mayoritariamente calcáreas). El mayor 
volumen, por su potencia y extensión de afl oramien-
tos, corresponde a los términos del Oligoceno terminal 
y del inicio del Mioceno (Aquitaniense, primer piso de 
Mioceno), los cuales están formados, en unas unidades, 
por un fl ysch areniscoso micáceo que localmente pue-
den superar los 1000 m de espesor. En otras unidades 
están formados por unas areniscas (Areniscas del Aljibe) 
extraordinariamente ricas en cuarzo, con estratos muy 
potentes, semejantes a las que se observan en unidades 
equivalentes de la cadenas de plegamiento del norte de 
África (Rif y Tell), que en amplios sectores de la provin-
cia de Cádiz también pueden llegar a superar los 1000 
m de espesor.
GEOLOGÍA DE ALICANTE
27
Lámina IV. Vista de satélite del Estrecho de Gibraltar. 
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
28
3.4. Cuencas neógenas postorogénicas
Se han defi nido previamente como las áreas sub-
sidentes formadas después de la colisión y la estruc-
turación de la cordillera, en las que ha tenido lugar 
sedimentación. En la bibliografía geológica se deno-
minan también «depresiones» ya que se trata de áreas 
deprimidas con respecto a las circundantes. Ambos 
términos, cuencas y depresiones, se pueden considerar 
sinónimos en este caso. Las rocas que constituyen el 
relleno sedimentario de estas cuencas son del Mioceno 
superior y del Plioceno, continuando en algunas cuen-
cas con el Pleistoceno. Los sedimentos que las rellenan 
mayoritariamente se mantienen en la actualidad subho-
rizontales indicando la ausencia de deformaciones com-
presivas signifi cativas después de su depósito. Las dos 
cuencas más extensas son las localizadas al norte y al 
sur de la cordillera, en su mitad occidental, que son la 
Cuenca del Guadalquivir y la Cuenca de Alborán, res-
pectivamente. Además de estas dos grandes cuencas 
existen otras muchas menos extensas (Ronda, Granada, 
Guadix-Baza, Almería, Murcia-Alicante, etc.) localizadas 
dentro de los relieves montañosos de la cordillera (Fig. 
1) que son denominadas genéricamente: Cuencas in-
tramontañosas.
La Cuenca del Guadalquivir se localiza entre los 
relieves más septentrionales de las Zonas Externas 
Béticas y el Macizo Varisco Ibérico, al este de la Sierra 
de Cazorla. Tiene una forma triangular, abierta hacia 
el Golfo de Cádiz, y por ella fl uye actualmente el Río 
Guadalquivir, del que toma su nombre. Esta cuenca 
es semejante a otras cuencas sedimentarias postoro-
génicas localizadas en los bordes de otras cordilleras 
alpinas, por lo que también se le puede denominar 
con el nombre genérico de cuenca de antepaís, que 
se usa para todas ellas. La Cuenca del Guadalquivir es 
claramente asimétrica ya que en la parte adyacente a 
las Zonas Externas Béticas se ubica el Complejo Olistos-
trómico del Guadalquivir, antes nombrado y explicado, 
mientras que en la parte norte, la adyacente al Macizo 
Varisco Ibérico, no hay términos equivalentes. El relle-
no sedimentario de la Cuenca del Guadalquivir es del 
Mioceno superior y del Plioceno, todos ellos marinos. 
Los depósitos dominantes son calcarenitas bioclásticas 
depositadas en medios marinos someros que cambian 
hacia el oeste a margas y lutitas depositadas en medios 
marinos más profundos. El dispositivo general de las 
unidades sedimentarias indica que a la vez que ocurría 
el depósito el mar se iba retirando hasta su posición 
actual en el Golfo de Cádiz. De esta manera en el 
extremo más oriental de la cuenca los sedimentos son 
exclusivamente los más antiguos mientras que en el 
extremo más occidental (cercanía del Golfo de Cádiz) 
están representados todos los términos del Mioceno 
superior y Plioceno marinos. 
La Cuenca de Alborán quedó sumergida bajo del 
mar del mismo nombre y en ella, sobre un basamen-
to formado por una corteza continental adelgazada, 
se tienen depósitos del Mioceno superior, Plioceno y 
Cuaternario con grandes espesores, de manera que en 
amplios sectores se superan los 1000 m de espesor. 
Los sedimentos dominantes son arcillas o margas ma-
rinas, con intercalaciones de areniscas turbidíticas, con 
la excepción de un paquete de evaporitas del Mioceno 
terminal (Messiniense), que ha sido interpretado como 
la expresión sedimentaria de un evento de desecación 
temporal del Mediterráneo, que ha sido y sigue siendo 
objeto de discusión científi ca.
En las Cuencas intramontañosas la sedimentación 
se inicia en medios marinos someros (conglomerados, 
calcarenitas y margas), salvo en las cuencas localizadas 
en el seno del Prebético donde son sedimentos conti-
nentales. Hacia el fi nal del Mioceno se establece una 
diferencia neta entre las cuencas que están cercanas al 
Mediterráneo, donde la sedimentación continúa siendo 
marina, de aquellas otras localizadas lejos del Medite-
rráneo donde el mar se retira defi nitivamente y se inicia 
una sedimentación continental (fl uvial y lacustre) local-
mente con grandes espesores. Entre estas últimas me-
rece destacarse la Cuenca de Guadix-Baza en la que la 
sedimentación continental continuó durante gran parte 
del Pleistoceno, existiendo un registro bioestratigráfi co 
con más de cien yacimientos de grandes vertebrados 
y de roedores, lo que junto a los datos magnetoes-
tratigráfi cos disponibles y las dataciones absolutas, 
permite establecer una escala biocronoestratigráfi ca 
muy precisa. 
En las cuencas intramontañosas de la provincia de 
Almería, en la región del Cabo de Gata (Fig. 1), afl oran 
ampliamente rocas volcánicas, intercaladas entre las ro-
cas sedimentarias del Mioceno superior. Estos fenóme-
nos volcánicos tiene su continuación hacia el sur, bajo 
el mar de Alborán, de manera que la isla de Alborán es 
un afl oramiento de estas rocas volcánicas.
 
GEOLOGÍA DE ALICANTE
29
2
3 4
Lámina V. Fotografías de campo. 1. Calizas organógenas del Cretácico inferior del río Borosa (Sierra de Cazorla, Prebético). 2. 
Calizas nodulosas ricas en ammonites (Ammnítico Rosso) del Jurásico superior (Sierra de Quípar, Cehegín, Murcia, Subbético). 
3. Calizas del Jurásico inferior del Subbético en el Maimón (al fondo Vélez Rubio, Almería). 4. Calizas del Cretácico inferior del 
Cabeço d’Or (Alicante, Prebético). 
1
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
30
4. EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y 
CONCLUSIONES
Los cambios paleogeográfi cos acaecidos a lo largo 
del tiempo en la región que actualmente ocupa la 
Cordillera Bética han sido muy signifi cativos y han sido 
objeto de múltiples propuestas de reconstrucción (17). 
Como en otros casos similares, para otras cadenas alpi-
nas, la interpretación es siempre compleja y por tanto 
es bastante difícil de reconstruir en detalle. De acuerdo 
con el llamado ciclo de Wilson, implica la diferenciación 
inicial de dos unidades corticales (o placas) a partir de 
una única, los movimientos relativos de las dos placas 
con unas fases expansivas iniciales que ocasionan una 
separación progresiva y seguida de unas fases compre-
sivas que ocasionan un nuevo acercamiento de ambas 
placas, y la posterior colisión entre ellas con la consi-
guiente formación de la cadena montañosa. 
La historia anterior al inicio del Mesozoico es la 
más difícil de reconstruir en detalle, ya que los mate-
riales del Paleozoico (y en caso del Precámbrico) sólo 
afl oran en las Zonas Internas Béticas y están muy de-
formados, mientras que en el resto forman parte de 
un basamento que no afl ora. Sin embargo, se puede 
afi rmar que toda la región en la que se asienta la ac-
tual Cordillera Bética formaba parte, al fi nal del Paleo-
zoico, de la gran cadena de plegamiento formada por 
en la Orogenia Varisca, durante la colisión ocurrida 
durante el Carbonífero. Por tanto la historia previa a 
esta etapa orogénica varisca sería común a la de los 
materiales del Macizo Varisco Ibérico, queafl oran al 
norte del valle del Guadalquivir.
El momento más signifi cativo de la historia paleozoi-
ca se sitúa hacia el límite entre el Westfaliense y Estefa-
niense (hace 303 Ma) cuando tuvo lugar la fase princi-
pal de la orogenia varisca, que ocasionó el plegamiento 
de los materiales marinos más antiguos, de manera que 
los sedimentos más modernos (Estefaniense y Pérmico) 
se depositaron en medios continentales y se disponen 
discordantes sobre las rocas anteriores plegadas.
La historia geológica y la reconstrucción paleogeo-
gráfi ca de las Zonas Externas desde el inicio del Meso-
zoico hasta la actualidad se esquematiza en la fi gura 4 
y ha sido representada en juegos de fi guras para cada 
una de las etapas sucesivas (17). 
Al principio del Triásico (sin descartar que se iniciase 
en el Pérmico) comenzó la separación, dentro de una 
misma placa, de dos áreas muy diferentes. Una quedó 
defi nitivamente formando un terreno emergido (Ma-
cizo Varisco Ibérico) que será el gran continente de 
Iberia durante el Mesozoico, que ha sido sometido a 
una importante erosión de manera que se convierte en 
el área fuente que suministra materiales a las cuencas 
sedimentarias adyacentes. La otra localizada, hacia 
el sur y sureste de citado continente de Iberia, en la 
que el Paleozoico se hunde, formando un basamento 
varisco, sobre el cual se inició la sedimentación de los 
materiales que constituyen las Zonas Externas Béticas. 
Esta segunda área tenía su continuación con las cuen-
cas sedimentarias adyacentes donde se depositaron los 
términos mesozoicos de la Cobertera Tabular y de la 
Cadena Ibérica. 
Durante el Triásico, en el área en la que hubo se-
dimentación, se diferenciaron a su vez dos sectores, 
precursores de la subdivisión de la placa única en dos 
(ocurrida posteriormente) por fracturación, extensión y 
adelgazamiento de la corteza continental. En el sector 
más septentrional se depositaron materiales detríticos 
rojos (entre ellos las llamadas facies Keuper) y en un 
episodio (durante el Triásico medio) materiales de 
plataformas carbonatadas marinas someras. En el otro 
sector, donde se ubicará posteriormente la Subplaca 
Mesomediterránea, la sedimentación en su totalidad 
fue marina, como en otros dominios alpinos equiva-
lentes.
Al inicio del Jurásico (hace 205 Ma) ocurrió una 
invasión del mar de tierras que previamente estaban 
emergidas (transgresión) de manera que se implantó 
una plataforma carbonatada marina somera de unas 
dimensiones enormes. En un momento del Jurásico 
inferior, hace unos 192 Ma, ocurrió otro fenómeno 
muy signifi cativo de fracturación y adelgazamiento de 
la corteza continental infrayacente (fase principal del 
rifting intracontinental), que originó, en el área donde 
después se ubicará el Margen Continental Sudibérico, 
la separación de los dos grandes dominios paleogeo-
gráfi cos (Prebético y Subbético). Durante el resto del 
Jurásico inferior y casi todo el Jurásico medio, en el 
Prebético continuó la sedimentación en una platafor-
ma carbonatada, marina somera, mientras que en el 
Subbético se depositaron sedimentos marinos pelági-
cos, con diferentes espesores según los subdominios 
paleogeográfi cos, y empezó el vulcanismo submarino 
en uno de los subdominios más subsidentes.
Cerca del límite entre el Jurásico medio y el Jurásico 
superior (hace unos 160 Ma) empezó realmente la se-
paración de lo que era una placa única en dos placas, 
debida a la formación de una estrecha banda de corte-
GEOLOGÍA DE ALICANTE
31
Lámina VI. Fotografías de campo. 1. Relieves de calizas del Jurásico (Carcabuey, Córdoba, Subbético). 2. Relieve de potentes 
calizas del Jurásico (Jabalcuz, Jaén). 3. Borde oriental de Sierra Gorda, calizas del Jurásico y margas del Cretácico (Subbético). 
4. Vista del fl anco sur del anticlinal de materiales jurásicos de Sierra Pelada (Subbético, Granada). 5. Calizas nodulosas con 
ammonites del Jurásico superior (Sierra de Quípar, Cehegín, Murcia, Subbético). 6. Alternancia de calizas y margas, con 
ammonites del Cretácico inferior (Río Argos, Caravaca, Murcia, Subbético). 7. Turbiditas del Oligoceno superior-Mioceno inferior 
de Tarifa (Complejo del Campo de Gibraltar). 8. Vista de las series calizas del Jurásico del Subbético al SE de Jaén. 
1 2
3 4
65
7 8
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
32
za oceánica formada en este tiempo. Al norte de esta 
banda se localizaba el Margen Continental Sudibérico, 
integrante de la Placa Ibérica, cuyo límite norte era el 
propio continente de Iberia. Al sur de la citada banda 
se individualiza la Subplaca Mesomediterránea (Fig. 2) 
parte de la cual era también un continente.
Hacia el fi nal del Jurásico (hace unos 144 Ma) se 
produjo una nueva fase de extensión con fracturación 
(rifting del margen continental), que afectó especial-
mente al Prebético, de manera que se establecieron dos 
grandes subdominios: uno menos subsidente (al norte) 
y otro más subsidente (al sur), llamados Prebético Ex-
terno y Prebético Interno, respectivamente. Durante el 
Cretácico inferior, en gran parte del Prebético Externo 
no hubo sedimentación, mientras que en el Prebético 
Interno hubo un amplio desarrollo de los depósitos de 
calizas pararrecifales. Simultáneamente en el Subbético 
(y en los sectores más meridionales del Prebético de Ali-
cante) la sedimentación fue de margas y calizas marinas 
pelágicas, localmente con turbiditas. Cerca del límite 
entre el Cretácico inferior y el Cretácico superior (hace 
Figura 4. Evolución paleogeográfi ca del Margen Continental Sudibérico.
unos 99 Ma) la fracturación que afectó a los intervalos 
anteriores fue menor y se produjo una uniformización 
de las características sedimentarias. 
Otro de los momentos más signifi cativos de la his-
toria geológica ocurrió hacia el fi nal del Cretácico (hace 
65 Ma) cuando el margen continental sudibérico pasó 
de ser de tipo extensivo a un margen continental de 
tipo convergente, con lo que la banda de corteza con-
tinental que había estado creciendo desde su forma-
ción, empezó a reducir su extensión. Durante la etapa 
compresiva, que comprende el Paleógeno y parte del 
Mioceno inferior, en la Subplaca Mesomediterránea 
ocurrieron cambios notables, con una estructuración 
interna compleja (incluyendo el metamorfi smo y la de-
formación ligada al mismo), y la formación de pilas de 
mantos superpuestos. Esta subplaca, ya intensamente 
deformada y estructurada, empezó a fragmentarse y 
la fracción localizada más al oeste (Dominio de Albo-
rán) quedó individualizada. En las fases fi nales de este 
intervalo de tiempo los depósitos turbidíticos de los 
surcos de los fl yschs alcanzaron el máximo desarrollo 
Era Periodo y época 
CUATERNARIO 
o o Plioceno z 
u w Sup. ... \ll 
o -o Mioceno Med w 
N z 
o 
z 
w 
u 
Ma 
Millones 
de años 
1,8 
5,3 
11,2 
16,4 
23,8 
33,7 
54,8 
65 
98 ,9 
Episodios más significativos de la formación de las Zonas Externas Béticas 
Elevación del conjunto de la cordillera y encajamiento de la red nuvial actual 
Sedimentación en las cuencas postorogénicas (Cuenca del Guadalquivir y cuencas intramontañosas), 
inic ialmente marina, después lacustre y finalmente fluvial. Extensión en el conjunto de la cordillera 
Final de la colisión del Dominio de Alborán con el margen sudibérico 
Despegue de su basamento y deformación de la cobertera del margen continental (Zonas Externas) 
Inicio de la colisión del Dominio de Alborán con el margen sud ibérico 
Sin sedimentac ión en el Prebético Externo. Sedimentación carbonatada (calizas de Nummulites), que 
hacia el sur cambia a margas, en el Prebético Interno. Sedimentación pe lágica (con foraminiferos 
planctónicos y nanoplacton calcáreo), con intercalaciones de turbiditas, en el Subbético 
Comienzo de la subducción del fondo oceánico ubicado al SE del margen sudibérico, bajo la 
Placa Mesomediterránea (Estructuración interna del Dominio de Albarán) 
CAMBIO DE UN MARGEN CONTINENTAL EXTENSIVO A UN MARGEN CONVERGENTE 
Sedimentación carbonatadaen el Prebético, que hacia el S cambia a margas y sedimentación 
pelágica (con foraminíferos planctónicos y nanplancton calcáreo) en el Subbético 
UNIFORMIZACIÓN: Menor fracturación del fondo de la cuenca 
Sedimentación carbonatada (con Rud istas) en el Prebético Externo y 
pelágica (con Ammonites), localmente con turbiditas, en el Subbético 
FRACTURACIÓN: Divide el Prebético (Externo e Interno) 
Sedimentación carbonatada marina somera y mareal en el Prebético Externo 
y pelágica (con Ammonites), con diferencias de espesor, en el Subbético 
Inicio de la formación de corteza oceánica (margen sudibérico) 
Sedimentación carbonatada marina somera en el Prebético y 
sedimentación pelágica (con Ammonites) en el Subbético 
FRACTURACIÓN: Individualizacion del Subbético y Prebético 
Vulcanismo 
submarino en 
el Su bbétlco 
Sedimentación carbonatada en una gran plataforma marina somera localizada al S de I beria 
TRANSGRESIÓN: Invasión del mar de tierras previamente emergidas 
Sedimentación detrítica esencialmente continental (con un episodio marino somero) al S y E de Iberia 
In icio de la sedimentación al S y E de Iberia, sobre el sustrato va risco (prolongación del Macizo Ibérico 
248,2------------------------------------· 
GEOLOGÍA DE ALICANTE
33
Lámina VII. Fotografías de campo. 1. Calizas organógenas del Cretácico inferior de Sierra Mariola (Alicante). 2. Vista de los 
términos inferiores (plano delantero) del Cretácico inferior de Sierra Mariola (Alicante). 3. Vista desde Sierra Aixorta (Cretáci-
co superior) hacia la Sierra de Mariola (Paleógeno, Alicante). 4. Vista de la parte meridional del Jabalcuz (Jurásico-Cretácico, 
Subbético, Jaén). 5. Lavas almohadilladas (pillow-lavas) de las rocas volcánicas submarinas del Jurásico (Alamedilla, Granada, 
Subbético). 6. Detalle de las lavas almohadilladas. 7. Discordancia entre los materiales subverticales del Cretácico y los horizon-
tales del Plioceno (Gorafe, Cuenca de Guadix-Baza). 8. Discordancia entre las dolomías del Triásico (verticales) y las calcarenitas 
bioclásticas horizontales del Mioceno superior (Bermejales, Cuenca de Granada). 
1 2
3 4
65
7 8
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
34
Lámina VIII. Imagen de satélite del Subbético en la transversal de Jaén. 
GEOLOGÍA DE ALICANTE
35
expresado en espesores muy considerables de sedimen-
tos. Durante el Paleógeno y parte del Mioceno inferior, 
en el margen sudibérico hubo: emersión del Prebético 
Externo, sedimentación marina somera en el Prebético 
Interno (excepto el Prebético de Alicante) y sedimenta-
ción pelágica con turbiditas en el Subbético (incluido el 
Prebético de Alicante). 
Hace unos 19 Ma (cerca del fi nal del de Mioceno 
inferior) se inició la colisión del Dominio de Alborán 
(que se había desplazado hacia el oeste) con el Mar-
gen Continental Sudibérico, que ocasionó los cambios 
mayores (Fig. 3). En la parte central de la Subplaca 
Mesomediterránea se inició la formación de una cor-
teza oceánica que transmite un dispositivo extensivo 
al conjunto de la misma. El desplazamiento del Do-
minio de Alborán por procesos extensivos produce el 
desplazamiento solidario de la cobertera sedimentaria 
de los surcos de los fl yschs. Posteriormente originó en 
el Margen Continental Sudibérico el despegue de la 
cobertera sedimentaria (Triásico-Mioceno inferior) de 
su basamento (Paleozoico) con la consiguiente estruc-
turación por efecto de una deformación compresiva de 
las Zonas Externas Béticas.
Terminada la colisión hacia el inicio del Mioceno 
superior (hace unos 9 Ma) y formada la nueva cadena 
montañosa, se individualizaron, en una fase extensiva, 
las cuencas neógenas postorogénicas en las cuales 
se acumularon gran cantidad de sedimentos. Estas 
deformaciones extensivas afectaron también a las Zo-
nas Internas Béticas de manera que la mayor parte de 
los contactos tectónicos que se ven en la actualidad 
muestran rasgos propios de esta extensión que borran 
parcial o totalmente los rasgos previos de las deforma-
ciones de tipo compresivo.
Antes del inicio del Plioceno (hace unos 5,3 Ma) 
tuvo lugar una elevación muy notable del conjunto de 
la cordillera (18) que trajo consigo la retirada defi nitiva 
del mar de las cuencas intramontañosas alejadas de las 
costas actuales. Al inicio del Cuaternario (hace 1,8 Ma) 
se produjo un nuevo levantamiento del conjunto de la 
cordillera seguido del encajamiento de la red fl uvial. 
Solamente en algunas cuencas sedimentarias (p. ej. 
Guadix-Baza) continuó el depósito durante el Pleisto-
ceno, mientras que en la mayoría de dichas cuencas a 
partir de este momento dominó la erosión. La morfo-
logía del relieve de la cordillera se va modelando por la 
acción combinada de varios efectos (19) entre ellos el 
glaciarismo y la karstifi cación, aunque con dominio de 
la acción erosiva de la red fl uvial.
Al fi nal del Pleistoceno (hace 0,1 Ma) la red fl uvial 
actual quedó defi nitivamente estructurada y la sedi-
mentación del Holoceno se limitó a las zonas costeras 
y las zonas de inundación de los ríos. La morfología 
actual de la cordillera es en defi nitiva el resultado de 
la interacción de los múltiples factores que regulan el 
clima actual.
BIBLIOGRAFÍA
(1) Conferencia pronunciada por J.A. Vera en el VIII 
Simposio sobre Enseñanza de la Geología, cele-
brado en Córdoba (septiembre, 1994), cuyo texto 
fue publicado en: Vera, J.A. (1994): Geología de 
Andalucía. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 
vol. 2.2- 2.3, pp. 306-316.
(2) Mapas geológicos de escalas 1:25.000 (parte), 1:
50.000, 1:200.000 y 1:1.000.000 del conjunto 
de España publicados por el Instituto Geológico 
y Minero de España (IGME) (Página Web: http:
//www.igme.es)
(3) Junta de Andalucía (1985): Mapa geológico y mi-
nero de Andalucía, a escala 1: 400.000, publicado 
por la Consejería de Economía e Industria, Sevilla.
(4) WGDSSAS1974-1975 (Working Group for Deep 
Seismic Sounding in the Alboran Sea) (1978): 
Crustal Seismic Profi ls in the Alboran Sea. Prelimi-
nary results. Pure Appl. Geophys., 116: 167-180. 
WGDSSS1974-1975 (Working Group for Deep 
Seismic Sounding in Spain) (1977): Deep Seismic 
sounding in southern Spain. Pure Appl. Geophys., 
115: 721-735.
(5) De los proyectos Deep Sea Drilling Project (DSDP) 
y Ocean Drilling Program (ODP) se puede disponer 
de una amplia información en la página web de la 
organización (http://www.odp.org) y en las pu-
blicaciones que realiza la misma que se distribuyen 
a las bibliotecas de todos los grandes centros de 
investigación geológica del mundo.
(6) Imágenes de satélite (a escalas: 1:100.000 y 1: 
250.000) del conjunto de España publicadas por el 
Instituto Geográfi co Nacional (Página Web: http:
//www.mfom.es/igne/geografi co.html)
(7) Tablas de tiempo geológico de fácil acceso: En 
diferentes libros, entre ellos: Vera (1994: Estrati-
grafía: principios y métodos. Ed. Rueda, Madrid); 
Tarbuck (1999: Ciencias de la Tierra. Prentice Hall, 
Madrid); Hardenbol et al. (1998: Mesozoic and 
GEOLOGÍA DE LA CORDILLERA BÉTICA
36
Cenozoic Sequence Chronostratigraphic Frame-
work of European Basins, SEPM, Tulsa). 
(8) Tablas de tiempo geológico calibrado actualizadas 
de acceso libre en la red: Universidad de Ber-
keley: http://www.ucmp.berkeley.edu/help/
timeform.html, International Union of Geological 
Sciences (http://www.iugs.or).
(9) Bases de datos internacionales de mayor uso: 
Institute for Scientifi c Information (ISI) y GeoRef 
(del American Geological Institute). Bases de datos 
nacional: BIGPI (Bibliografía geológica de la Penín-
sula Ibérica), Facultad de Geología de la Universi-
dad de Barcelona e Institut Jaume Almera (http:
//www.bib.es/bigpi/bigpi.htm). Base de datos 
incluida en el CR-Rom anexo al libro Vera, J.A. 
(editor) (2004): Geología de España, SGE-IGME.
(10) J.M. Molina y J.A. Vera (2003): Bibliografía geoló-
gica de la Cordillera Bética y Baleares (1978-2002). 
Ed. Univ. Jaén, 271 p. y 1 CD-Rom. Contiene más 
de 3.000 citas bibliográfi cas. 
(11) Libros específi cossobre Geología de España: IGME 
(1983): Geología de España, Libro Jubilar de J.M. 
Ríos, IGME, Madrid, 2 volúmenes, 1457 p; W. 
Gibson y T. Moreno (editores) (2002): The Geolo-
gy of Spain. Publicado por The Geological Society 
of London, con la participación de 160 autores, 
Londres, 649 p. 
(12) Vera, J.A. (editor) (2004): Geología de España. Edi-
tado por la Sociedad Geológica de España (SGE) y 
el Instituto Geológico y Minero de España (IGME), 
con la participación de 350 autores, Madrid, 720 
p., 2 mapas, 1 CD-Rom.
(13) Trabajos clásicos: Blumenthal (1927), Fallot (1948) 
y Fontboté (1970) [Ver referencias en: Fontboté, 
J.M. y Vera, J.A. (1983): La Cordillera Bética. Intro-
ducción. En: Geología de España, Libro Jubilar de 
J.M. Ríos, IGME, Madrid, pp. 205-218]
(14) De Ruig (1992; Tesis Doctoral, Universidad de 
Ámsterdam); Castro (1997: Tesis Doctoral, Uni-
versidad de Granada), Ruiz-Ortiz y Castro (1998: 
Bull. Soc. Geol. France, 169: 21-33), Chacón y 
Martín-Chivelet (2001: Rev. Soc. Geol. España, 
14: 123-133) y Caracuel et al. (2002: Geogaceta, 
32: 171-174). 
(15) Sanz de Galdeano y Vera (1992; Basin Research, 4: 
21-36). 
(16) Martín-Algarra et al. (2004): Las Zonas Internas 
Béticas. En: J.A. Vera (editor): Geología de España. 
SGE-IGME.
(17) Azema et al. (1979: Microfacies del Jurásico y 
Cretácico de las Zonas Externas de las Cordill-
eras Béticas. Secreta. Publica. Univ. Granada); 
Martín-Algarra (1987: Tesis Doctoral, Univ. 
Granada); Dercourt et al. (1993): Atlas Tethys, 
Palaeoenviromental Maps. Gauthier-Villars, 
Paris); Sanz de Galdeano (1997: La Zona Interna 
Bético-Rifeñas, Tierras del Sur, Granada); Ziegler 
(1998: Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 43, 198 
p; Vera (2001: Mem. Mus. Nac. Cien. Nat. Paris, 
186: 109-143).
(18) Braga, Martín y Quesada (2003): Patterns and 
average rates of late Neogene-Recent uplift of the 
Betic Cordillera, SE Spain. Geomorphology, 50: 3-
26.
(19) Goy, Zazo y Rodríguez-Vidal (1994): Cordilleras 
Béticas - Islas Baleares. En: Geomorfología de 
España (M. Gutiérrez-Elorza, Editor), Ed. Rueda, 
Madrid).