La Cordillera Bética además de pliegues y cabalgamientos muestra un importante desarrollo de estructuras transcurrentes que han dejado una notoria impronta en diversos sectores. Así, existe un gran corredor de fallas transcurrentes de dirección NNE-SSO desde Murcia a Cabo de Gata, pasando por Alhama de Murcia y Lorca (Bousquet, 1979; Larouziére et al., 1988; Martínez Díaz, 1998, etc.). También se describen en la Zona Externa (Van de Fliert et al., 1980; de Smet, 1984, de Ruig et al., 1987…), en la Zona Interna, formando el corredor de las Alpujarras (Sanz de Galdeano et al., 1985; Martínez Martínez et al., 2006), y en el contacto entre las zonas Interna y Externa (Martín Algarra, 1987; Crespo, 2008; Balanyá et al., 2008; Sanz de Galdeano, 2012; Sanz de Galdeano & López Garrido, 2012 y 2013; Sanz de Galdeano et al., 2015). Una visión de conjunto la dio Sanz de Galdeano (1983).

En el conjunto de los sectores del contacto entre las zonas Interna y Externa es precisamente el menos conocido el que se encuentra directamente al sur de Sierra Arana. Allí se ha citado la presencia de fallas de salto en dirección, pero el mayor énfasis se pone en la existencia de cabalgamientos hacia el N y el S (Balanyá, 1984), cuando, a nuestro juicio, constituye el mejor ejemplo de tectónica transcurrente de todo el contacto de las zonas Internas y Externas. A la vez, y debido a esa tectónica, se puede establecer su conexión genética con una mélange tectónica allí existente. Esto es algo no conocido hasta ahora.

Por ello, el objetivo del presente trabajo es la descripción y discusión de estas estructuras del área de Sierra Arana. También, con el fin de relacionar los dominios geológicos implicados, se hace una breve discusión de la posible paleogeografía, sin entrar en profundidad pues para ello se requiere una mayor amplitud, a la escala de la Cordillera Bético-Rifeña.

Tan solo se van a indicar los rasgos imprescindibles para que el lector tenga idea de las series litológicas; también se señalan algunos rasgos llamativos anteriormente no descritos. Descripciones bastante detalladas se pueden encontrar en trabajos antes citados.

La sucesión de Sierra Arana comienza por arcillas, limos y arenas de tonos rojizos del Trías. Se observan fuera del área estudiada justo al NO de la Fig. 3, y a ellos se asocian rocas volcánicas básicas que también alcanzan las dolomías superiores.

Las dolomías forman un grueso paquete de 300 o más metros de potencia. Suelen estar formadas por estratos de un espesor del orden del metro, aunque estén internamente laminadas. En algunos puntos, hacia la base, se intercalan niveles margosos. Pérez-López et al. (1993) dataron como Sinemuriense inferior (del Liásico inferior, o sea, Jurásico inferior) el que llaman término II de las dolomías. Cabe preguntarse si su término I, el más bajo en tránsito a las arcillas, limos y arenas rojizos, pudiera –al menos en parte- pertenecer al techo del Trías. Sobre las dolomías aparecen calizas claras cuya potencia es del orden de 200-300m. Su estratificación generalmente es más fina que la de las dolomías. Son del Jurásico inferior, Lías.

Encima existen términos predominantemente calizos, localmente con intercalaciones margosas. Destaca, sobre todo al O, la presencia de abundante sílex negro, en nódulos redondeados y/o adaptándose a las capas de calizas. Tienen importantes variaciones laterales de espesor. Así, al NE de Sierra Arana, no alcanzan más de 60m, pero al O de la misma, en el área de Cañá Larga y Pico de Orduña, el espesor es al menos del orden de 250 m. Corresponden al resto del Lías, quizás hasta la base del Dogger.

El Dogger y el Malm están formados por calizas tableadas, finas, en muchos casos nodulosas –rojas o no-, localmente brechoides, en muchos puntos con sílex negro hacia la base y rojo y verde hacia el techo. Hay que señalar que localmente se produce una notoria silicificación de las capas calizas, en particular entre el Collado del Agua y el Pico Orduña. La potencia de estas calizas varía desde pocos metros al NE de Sierra Arana, a quizás unos 40m al SO. Por ello, dada la escala de las figuras, este tramo se ha puesto junto a las calizas anteriores.

Encima existen margas y margocalizas claras del Cretácico inferior, que localmente conservan unos 100m de espesor. Sobre ellas localmente se observan niveles margosos y margocalizos de tonos asalmonados que suelen estar muy deformados. Abarcan el Cretácico superior y el Paleoceno. Estos tramos se muestran de forma conjunta en las figuras. Dada su tectonización no se puede dar un espesor fiable, aunque se sabe que en el Subbético pueden alcanzar varios cientos de metros de espesor.

Por último aparecen arcillas, arenas, y finos conglomerados de tonos pardo-rojizos datados del Oligoceno superior-Aquitaniense. Son discordantes sobre el Cretácico-Paleoceno.

Las secuencias de la Dorsal, es decir, de los materiales que se encuentran situadas directamente al S de Sierra Arana formando multitud de unidades, son bastante parecidas a las de esa unidad. Los materiales triásicos aparecen en algunas bandas entre fallas y están formados por lutitas, arenas y conglomerados finos, junto con algunos yesos. El color predominante es el rojo. Aunque parecidos a materiales equivalentes del Subbético, son similares a los del complejo Maláguide, con los que en algunos puntos se muestran en continuidad. Es interesante mostrar que al SE del pico Majalijar se observa que a techo de los materiales triásicos aparecen dolomías carniolares que hacen el tránsito estratigráfico a las dolomías antes citadas.

Las dolomías son semejantes a las de Sierra Arana y sobre ellas también afloran las calizas inferiores. Encima los términos del Lías superior -base del Dogger tienen mayor variedad que los de Sierra Arana, también localmente con sílex negro. Desarrollan en algunos puntos calizas nodulosas rojas en términos liásicos, del Carixiense-Domeriense (véanse las publicaciones citadas en antecedentes), y presentan algunos términos de margas, margocalizas y calizas tableadas.

El Dogger y el Malm son fundamentalmente calizos, a techo nodulosos, rojos o no. Es interesante señalar que desarrollan localmente brechas y conglomerados intraformacionales. Ya en la unidad de Sierra Arana se observaron algunos niveles de brechas muy localizados, pero en la Dorsal son más abundantes. Se ven por ejemplo al E del Peñón de la Mata, pero sin duda donde mejor se observan es directamente al sur del pico de Majalíjar. Allí existen al menos 30m de capas de conglomerados nutridos de restos de la misma formación, con cantos incluso decimétricos. Están bien expuestos pues se encuentran en posición prácticamente vertical, al igual que los materiales inferiores.

En los términos altos del Malm existe también sílex de tonos rojos y verdes, localmente muy abundante, similar al de la unidad de Sierra Arana.

Allí donde se conserva el Cretácico y el Paleoceno, generalmente en bandas tectonizadas, no se observan diferencias con el de Sierra Arana. Existen además algunos afloramientos calizos del Eoceno, con nummulites. Los materiales del Oligoceno-Aquitaniense son los mismos que los de Sierra Arana, si bien contienen restos de liditas y algunas rocas que parecen heredadas de las series paleozoicas maláguides.

El complejo Maláguide está formado predominantemente por lutitas paleozoicas, carboníferas, sobre las que se depositaron discordantemente sedimentos triásicos. En estos últimos señalamos, además, la presencia de conglomerados tipo Verrucano y algunos niveles de dolomías tableadas intercaladas.

Los materiales alpujárrides incluidos en la Fig. 3 corresponden a mármoles dolomíticos. En cuanto a los materiales del cerro Tamboril, atribuido a una de las “unidades de las Ventanas”, son parecidos a las secuencias de la Dorsal, aunque ocupan una posición tectónica muy diferente.

Discordante sobre la unidad de Sierra Arana existe un afloramiento de areniscas, calizas bioclásticas y margas del Mioceno superior (estos materiales son abundantes al N del área estudia, fuera ya de la misma). Además, hay muchos derrubios, depósitos aluviales y coluviales, junto con terrenos cubiertos por suelos.

Son tres los rasgos fundamentales de la estructura del sector: el anticlinal tumbado de Sierra Arana, la tectónica transcurrente y la mélange tectónica. Además existen diversas fallas posteriores.

De todo el contacto existente entre las zonas Interna y Externa es quizás el sector de Sierra Arana el más espectacular. Es el que muestra un mayor número de fallas transcurrentes (aunque su número varía de una transversal a otra) y en el que las estrechas y alargadas bandas de materiales oligo-aquitanienses, o de otras edades, están mejor representadas. Es el sector que da unas estructuras que más propiamente pueden ser comparadas con las “flower structures” (Harding, 1974 y 1985) ligadas a fallas transcurrentes (wrench faults). En la Fig. 9 se ha hecho una reconstrucción a partir del corte 3 de la Fig. 7, incluyendo la parte erosionada de la estructura. Su parte inferior no es visible, aunque pensamos que disminuirá el número de fallas, al ir progresivamente coalesciendo hacia abajo. Hacia el techo es más fácil hacer la reconstrucción, pues se puede tomar parte de lo observado en otros cortes, sobre todo los más orientales.

En las estructuras en flor de Harding (ops. cit.) se observa cómo hacia arriba las fallas tienden a curvarse (véase la Fig. 9), lo que concuerda con las inversiones existentes en el sector de Síllar Baja-Darro y, en general, con algunas curvaturas que hacia techo muestran las fallas en varios sectores. La reconstrucción hecha en la Fig. 9, realizada manteniendo aproximadamente los espesores de los materiales cortados en las fallas, es de una flor “neutra”, ni positiva ni negativa, pero con una asimetría debida a un cierto levantamiento de la parte meridional.

Si la transcurrencia se combinara con una compresión muy importante posiblemente no se hubieran formado las estrechas bandas rellenas de materiales oligo-aquitanienses o triásicos (no habría habido espacio para ello), mientras que si se hubiera combinado con una extensión importante, las bandas no serían tan estrechas. La formación de las bandas se logró además por el hecho de que el desplazamiento de muchas fallas no siempre fue de transcurrencia pura como se ha indicado antes, sino que en no pocos casos fue oblicuo, permitiendo el hundimiento y la expulsión (con movimientos hacia abajo y hacia arriba) de diferentes materiales. Los desplazamientos relativos entre unos y otros bloques podían variar en velocidad y sentido, lo que hizo que los materiales incluidos en las estrechas bandas muestren desplazamientos de techo hacia el E o hacia el O según los casos.

En una estructura de tipo flor las fallas tienden a abrirse en abanico hacia la superficie, (Fig. 9). Significa eso que en la parte superior los materiales cortados por las fallas no siguen estando apretados sino que terminan por desprenderse y desplazarse lateralmente quedando encima o entre los sedimentos más jóvenes, y en este caso poco competentes, del Oligoceno-Aquitaniense. Entonces se formó la mélange tectónica.

Es esta evolución de la estructura en flor desde la profundidad a la superficie la que permite establecer la relación genética existente entre las apretadas bandas de fallas y la extraña disposición de enormes bloques desordenados que se encuentra encima, algo que a primera vista no tenía la menor relación.

Actualmente la mélange tectónica está bien conservada en el área de Sillar Baja, Darro y Diezma y eso es debido a que, en su conjunto, Sierra Arana se hunde en esa dirección, mientras que hacia el O, donde está muy levantada, tan solo se conservan algunos pequeños restos “flotando” sobre el Maláguide y el Subbético. La diferencia es debida al diferente grado de erosión.

Antes se ha citado la existencia de olistostromas en áreas relativamente próximas del Subbético (Comas et al., 1986) justo en materiales del Oligo-Aquitaniense (Fig. 8). Pensamos que corresponden al mismo fenómeno que el aquí descrito para la formación de la mélange tectónica. Y se debieron formar bien por las fallas ahora estudiadas, o bien por otras similares situadas dentro del Subbético, dado que es conocida allí su existencia (Sanz de Galdeano, 1983 y 2004).

En la Cordillera Bética existen grandes olistostromas en la cuenca del Guadalquivir (Perconig, 1960-62), interpretación que se extendió a zonas más amplias (Pérez López & Sanz de Galdeano, 1994, entre otros autores). Este enorme olistostroma se formó a partir del Mioceno medio y en el superior. Por el contrario, la mélange tectónica ahora estudiada y los olistostromas citados por Comas et al., 1986) son mucho más reducidos y anteriores en edad.

En los antecedentes del artículo se han mostrado las discrepancias existentes con respecto a la atribución paleogeográfica de los materiales situados entre la unidad subbética de Sierra Arana y el Maláguide. Los primeros artículos los consideraron del Subbético, pero a partir de Durand-Delga & Foucault (1968) se atribuyeron a la Dorsal Bética, comparándola con la Dorsal Rifeña. Ambas dorsales tienen el rasgo común de formar un conjunto de unidades situadas al frente de la Zona Interna, pero ya Martín Algarra (1987) pensó en la existencia de dos dorsales que no tuvieron originalmente posiciones totalmente equivalentes.

En el caso del área estudiada ahora, los elementos de la Dorsal Bética se muestran ligados al complejo Maláguide (comparten estrictamente los mismos sedimentos triásicos), fueron parte de su cobertera. Pero también presentan enormes similitudes con el Subbético Interno representado en la unidad de Sierra Arana. Los cambios litológicos y de espesor entre sus series son relativamente pequeños, algo que dentro de la propia unidad subbética de Sierra Arana ocurre. De ahí que la discusión de si se trata de elementos de la Dorsal o del Subbético Interno pueda ser superflua, pues quizás se esté ante algo que corresponde al Subbético interno y que a la vez pasa al complejo Maláguide. En principio se puede considerar que son unidades que marcan el tránsito de un dominio a otro.

Se ha señalado antes que el sector del Tamboril (Fig. 3) es de difícil interpretación. En ese monte afloran materiales atribuidos a una de las “unidades de las Ventanas”, en concreto la que se llama del Púlpito cuya serie litológica es bastante parecida a la de la Dorsal. Además, hay un punto allí en el que no se ve ningún contacto tectónico entre las dolomías de la Dorsal y las del Tamboril, a pesar de que deben estar cortadas por la falla de Almuéjar de Balanyá (1984). De ahí que se pongan en continuidad tal como lo hicieron Blumenthal & Fallot (1935) y Foucault (1976). Pero existen dos razones para separarlas: a). Las “unidades de las Ventanas” se sitúan bajo otras unidades alpujárrides y estas a su vez bajo el Maláguide, mientras que la Dorsal está sobre este complejo. b). En el sector del Tamboril, las dolomías de la Dorsal, situadas al N del Tamboril, están acompañadas, en parte de la base del relieve, por calizas liásicas. Si estas calizas están en su posición original muestran que el contacto con las dolomías del Tamboril, situadas directamente al S, no es normal, pues estas últimas corresponden a niveles bajos (se ven bien las capas y su disposición) y las que tienen las calizas corresponderían a niveles altos.

Estas razones garantizan que el contacto sea tectónico. Y si las calizas no están en su posición original (de hecho parecen cogidas en una estirada “almendra” tectónica) el contacto también es tectónico. A esto se suma que allí mismo hay también restos de materiales oligo-aquitanienses pinzados. Todo esto avala que el contacto sea tectónico, aun cuando la separación entre las dolomías no se vea sobre el terreno. Esta conclusión que es de poca importancia para el presente trabajo sí tiene interés para la reconstrucción paleogeográfica que aquí solo se esboza. Es en un trabajo de este último tipo donde cabe justificar las posibles transiciones señaladas anteriormente.

Autores anteriores, así Balanyá (1984), distinguen varias etapas de deformación necesarias para formar la estructura, unas de cabalgamientos con vergencias al S y al N y otra de transcurrencia. En nuestro caso esta reconstrucción no la podemos mostrar con tanta claridad pues la etapa de transcurrencia domina al conjunto, afectando desde el Maláguide a la unidad de Sierra Arana. A su vez, el plegamiento del Subbético próximo al área estudiada, tiene vergencia predominante al S (así el gran anticlinal de Sierra Arana). Y no tenemos datos que, con claridad, nos permitan separar la transcurrencia de la compresión aproximadamente N-S.

Por ello, grosso modo, las etapas serían las siguientes (sin tener en cuenta la estructuración previa de los complejos Maláguide y Alpujárride): Los materiales más jóvenes que se observan implicados en la fallas transcurrentes del área de Sierra Arana, y en la mélange tectónica ligada, son los del Oligo-Aquitaniense. Por eso, la transcurrencia debió tener lugar en el Mioceno inferior, parte del Aquitaniense y Burdigaliense (correspondería en buena medida con el paroxismo burdigaliense del Subbético según lo denominó Hermes, 1985), sin duda en parte continuado a lo largo del Mioceno medio. Pero en ese periodo no podemos separar la transcurrencia de la formación de pliegues, dado que en parte, al menos, pudieron ser coetáneos. Posteriormente, ya en el Mioceno superior es cuando se formaron las fallas del borde occidental de Sierra Arana, que a su vez la bascularon hacia el E. A esto ha seguido un importante levantamiento regional, ayudado por un rejuego de las fallas últimas citadas.

Las fallas transcurrentes verticales o casi verticales son las estructuras dominantes en el área de Sierra Arana. Los numerosos indicadores de dirección y sentido de movimiento observados muestran desplazamientos horizontales a oblicuos, dextrorsos o con componente dextrorso.

Sus movimientos oblicuos han favorecido la formación de largas y estrechas bandas verticales rellenas por materiales oligo-aquitanienses y cretácicos, profundamente encajados entre otras bandas formadas por carbonatos jurásicos.

En su conjunto, la geometría de estas fallas corresponde a una “estructura en flor”, que no se muestra ni positiva ni negativa, pero con una cierta asimetría pues su parte sur está algo levantada. Este tipo de estructura favoreció que en su parte alta, al abrirse en abanico, se formaran inversiones localmente importantes. Esto produjo a su vez la caída gravitatoria de elementos cortados por las fallas, los cuales quedaron encajados y dispersos entre los sedimentos oligo-aquitanienses, formándose la mélange tectónica. De este modo se relacionan genéticamente dos tipos de estructuras que aparentemente no tienen relación.

Dado que la erosión ha sido menos profunda en la parte oriental del área de Sierra Arana, allí es donde se conserva mejor la mélange. Al N de Sierra Arana hay una formación comparable que pudo formarse en similares condiciones.

Hay que resaltar la existencia de un gran anticlinal tumbado, vergente al sur situado a lo largo de la cresta E-O de Sierra Arana.

La atribución de los elementos situados directamente al sur de Sierra Arana, bien a la Dorsal o al Subbético muy interno, puede ser una discusión innecesaria, pues ambas cosas podrían ser ciertas. Corresponderían a un Subbético muy interno, que a la vez transicionaran a la cobertera del complejo Maláguide, aunque posiblemente la tectónica haya hecho desaparecer algunos de los elementos originalmente existentes.