La fisiografía del espacio viene enmarcada en una depresión general, sita entre Los Reales de Sierra Bermeja y las sierras areniscosas del Aljibe. El relieve de esa zona, generalmente alomado, está surcado por cursos fluviales como el Río Manilva, Genal, Guadiaro, etc. La Sierra de la Utrera, supone un accidente aparentemente suave, de perfiles alomados, con una altitud que no va más allá de los 354 msnm.
Según Gómez Moreno, correspondería a una alineación marginal tipo 2.a., constituida por calizas jurásicas (3) que no alcanzan los 400 metros (354 m), y que configuran un enclave con pendiente superior al 20%. Presenta áreas con erosión de origen antrópica, erosión parcial, con pastos y matorral sin roquedal y erosión total con roquedales calizos, erial y cultivos herbáceos sobre pendientes superiores al 12%.
Sigue la misma dirección de la Sierra Crestellina y está constituida por calizas jurásicas muy karstificadas, conformando un pequeño torcal. Atravesado por el Canuto de la Utrera. (Moreno et al., 1996), como accidente geográfico más patente, la Sierra de la Utrera está constituida por mesas (mesetas kársticas) a ambos lados, norte y sur, del citado Canuto. Estas “mesas” se encuentran fuertemente meteorizadas, habiéndose configurado como torcal con numerosas expresiones exokársticas. Otros dos canutos (Chico y de Los Molinos) o valles paralelos a la costa discurren hacia el norte del espacio y una cuarta depresión al Sur (arroyo de la Utreruela).
Los canutos presentan paredes prácticamente verticales, con desniveles que llegan a superar los 50 metros, como en el caso del cañón kárstico de la Utrera. En los canutos de menor entidad los flancos son mucho menos pendientes.
El espacio es un Conjunto Kárstico, calcáreo, tabular, de gran espesor, formado por dos mesas con formación exokárstica de torcal, sometido a un ciclo de erosión kárstica en estado de madurez en su posición superior, con zonas de desplome hacia el oeste y con cañones o callejones kársticos que bordean el conjunto. 4 son los cañones (canutos) que discurren paralelos a la línea de costa y no a favor de pendiente. Todos los cañones, formados por antiguos ríos endokársticos, desembocan en el Río Manilva. De entre estos 4 canutos, sobresale el Canuto de la Utrera o Canuto Grande por sus proporciones y peculiares características. Otros canutos son: de los Molinos, Chico y de la Utreruela. En el paisaje kárstico, además del torcal y los cañones, se pueden observar casi todas las estructuras típicas de un modelado exokárstico (callejones, dolinas, lapiaz, torcas, uvalas, sumideros, tornillos, fallas, diaclasas…) con múltiples figuras que estimulan la imaginación. Por otra parte, por el interior del macizo
discurren numerosos canales, interconectados a través de las muchas galerías que se exteriorizan a través de más de un centenar de cuevas, simas, abrigos y refugios. En su interior, numerosas formas endokársticas como cuevas, galerías, simas sumideros, estalactitas, estalagmitas, columnas, velas,….
La red hidrográfica está dominada por el Río Manilva, que tiene un trazado corto, rectilíneo y perpendicular a la línea de costa, presentando un funcionamiento estacional de tipo rambla, si bien conserva ciertos tramos con corriente continua durante todo el año, alternándose aguas lénticas (estancadas) de lagunas estaciónales con tramos de aguas lóticas (flujo continuo y dinámico).
La morfogénesis se ubica en el dominio continental, estando representados los sistemas de poligénico, de origen kárstico, de gravedad-vertiente y eólico.
HISTORIA GEOLOGICA
Los depósitos de la Plataforma Subbética se inician con la presencia de materiales de edad Triásico Superior (Mesozoico), momento en que tuvo lugar una regresión marina, asociada a un cambio climático importante en unas condiciones de aridez. La implantación de estas condiciones se realizó de una forma gradual con un máximo de desarrollo al final del Trías. En esta época comenzaron a individualizarse dos subdominios denominados Subbético Medio y Penibético. En los que las condiciones de sedimentación no sufrirían grandes modificaciones,
variando notablemente el espesor del sedimento depositado en ambos subdominios.
En general, en el dominio de la Plataforma Subbética, existirían extensas llanuras costeras con sedimentación de niveles delgados evaporíticos y dolomíticos. A estas llanuras llegarían esporádicamente sedimentos arenosos de procedencia continental, aportados posiblemente por corrientes fluviales. Hacia el interior de la cuenca, en zonas más marinas, se formarían extensas plataformas carbonatadas someras.
Al comienzo del Lías, se implantaron definitivamente las condiciones marinas sobre toda la plataforma, con el depósito de calizas y dolomías, en general someras (200-300 mbnm), sedimentadas en distintos ambientes, principalmente de dos tipos: el primero, representado por calizas y el segundo, por calizas micríticas nodulosas que representan zonas restringidas y tranquilas, de tipo lagoon.
Durante el Lías Medio la plataforma carbonatada se desintegró en dos sectores, individualizándose el Prebético del Subbético. Durante el Dogger, en esta zona, las condiciones prácticamente no varían, con el depósito de calizas oolíticas y micríticas en ambientes de plataforma interna, en el que se desarrollarían sistemas de barra con retoques de olas y zonas de plataforma restringida con el depósito de calizas nodulosas con filamentos. La tectónica seguiría siendo de tipo distensivo, con el relleno continuo del surco formado anteriormente. En el Malm, en ambiente de plataforma continuo con carácter restringido, observándose secuencia de ralentización formadas por calizas nodulosas con radiolarios en la base y margas Intercalados entre estos materiales pueden existir niveles turbidíticos correspondientes a capas de tormenta dentro de esta plataforma carbonatada.
En el Cretácico Inferior, la plataforma carbonatada desarrollada durante el Jurásico sufrió grandes modificaciones que a partir de este momento determinaron su clara diferencia en dos subdominios paleogeográficos con características diferentes. Durante esta época, en el dominio Penibético se reconocen varias discontinuidades, la primera representada por una interrupción sedimentaria submarina mineralizada, de morfología irregular. Posteriormente, durante el Hauteriviense se produce una nueva interrupción sedimentaria que originó la formación de un paleokarst, más desarrollado en los karsts más septentrionales.
A partir del Albiense Medio-Cenomaniense comienza una sedimentación homogénea en toda la plataforma con el depósito de las capas rojas. El comienzo de esa sedimentación debió estar relacionado con cambios oceanográficos importantes que favorecieron la oxigenación y circulación de las aguas. Esa sedimentación se mantuvo hasta el Eoceno en el dominio Penibético.
Durante el Oligoceno se invierte la tendencia subsidente. En el penibético se registra la llegada de margas y arcillas verdes con intercalaciones de niveles turbidíticos, cada vez más abundantes hacia techo, que sugieren la proximidad de fenómenos tectónicos, estos depósitos turbidíditos se prolongan hasta el Mioceno inferior. Estas series están coronadas por la formación numidoide de Estepona, que presenta numerosas intercalaciones de areniscas del Aljibe. El último depósito de la Plataforma Penibética anterior a la superposición de las unidades alóctonas del Surco de los Flysch, es la formación numidoide de Estepona, cuyo equivalente lateral corresponde a las arcillas versicolores que aparecen fundamentalmente sobre el dominio del Subbético medio. El contacto de la formación numidoide con las series penibéticas infrayacentes revelan una discordancia cartográfica a gran escala, mientras que las arcillas versicolores reposan sobre materiales subbéticos diversos que presentan síntomas de haber sufrido procesos tectónicos. Si se admite la equivalencia de facies entre la formación numidoide de Estepona y las arcillas versicolores y se identifican estas dos litologías con las facies distales de las areniscas numídicas, las tres formaciones constituirían tectofacies del mencionado evento tectónico.
Con posterioridad al depósito de las formaciones de arcillas versicolores y de Estepona, tiene lugar la superposición de las unidades alóctonas procedentes del Surco de los Flycsh, que a su vez transportan series que culminan con formaciones Numidoides o similares. La entrada de parte de estas unidades (láminas de Algeciras y Cerro de la Novia, al menos) se produjo según una dirección NNO-SSE o NW-SE, mientras que el desplazamiento e imbricación definitiva del Bloque de Alborán hacia el Oeste produjo el acortamiento de todo el conjunto en esa dirección.
Cuando se acaba la etapa alpina (orogenia alpina) y tras emerger y erosionar en clima lluvioso, más frío y más húmedo que el actual, se da el proceso kárstico, desde el final terciario hasta la actualidad. Se disuelve la caliza y da lugar a la morfología kárstica, con precipitación o disolución inversa. La arcilla, insoluble, se acumula como arcilla de descalcificación o terra rossa, que da lugar a suelos ácidos (las calizas son básicas). El primer paso antes de la karstificación es un sistema de diaclasado en 60º sobre fracturas principales. Por las fracturas se deposita agua. La estratificación presenta un buzamiento hacia el Este, lo que indica un proceso orogénico importante (López-Gómez, F.)
GEOLOGIA ECONOMICA
Existe una gran explotación de cantera en la Sierra de la Utrera sobre calizas del Jurásico, obteniéndose la conocida “Piedra de Casares” (rojo Torcal, correspondiente a facies nodulosa de calizas del Lias-Dogger-Malm), distribuida como ornamental en toda Andalucía y como roca de escollera, principalmente, además de gravas y asfalto. Se presenta un considerable potencial de aprovechamiento en áridos de construcción. Hay que decir que Andalucía aporta entorno al 50% de las calizas extraídas a nivel nacional. De esa cantidad la provincia de Málaga aporta el 40%, es decir, casi el 25% de la producción nacional.
En el Mapa Geológico-Minero de Andalucía, la explotación aparece en el listado de yacimientos minerales y rocas industriales (anexo II) como número 753, cuadrante con coordenada número 402;28, caliza destinada a construcción, de tamaño 3 (atendiendo a producción y reservas: grande, o excepcional).
Según Gómez Moreno, correspondería a una alineación marginal tipo 2.a., constituida por calizas jurásicas (3) que no alcanzan los 400 metros (354 m), y que configuran un enclave con pendiente superior al 20%. Presenta áreas con erosión de origen antrópica, erosión parcial, con pastos y matorral sin roquedal y erosión total con roquedales calizos, erial y cultivos herbáceos sobre pendientes superiores al 12%.
Sigue la misma dirección de la Sierra Crestellina y está constituida por calizas jurásicas muy karstificadas, conformando un pequeño torcal. Atravesado por el Canuto de la Utrera. (Moreno et al., 1996), como accidente geográfico más patente, la Sierra de la Utrera está constituida por mesas (mesetas kársticas) a ambos lados, norte y sur, del citado Canuto. Estas “mesas” se encuentran fuertemente meteorizadas, habiéndose configurado como torcal con numerosas expresiones exokársticas. Otros dos canutos (Chico y de Los Molinos) o valles paralelos a la costa discurren hacia el norte del espacio y una cuarta depresión al Sur (arroyo de la Utreruela).Los canutos presentan paredes prácticamente verticales, con desniveles que llegan a superar los 50 metros, como en el caso del cañón kárstico de la Utrera. En los canutos de menor entidad los flancos son mucho menos pendientes.
El espacio es un Conjunto Kárstico, calcáreo, tabular, de gran espesor, formado por dos mesas con formación exokárstica de torcal, sometido a un ciclo de erosión kárstica en estado de madurez en su posición superior, con zonas de desplome hacia el oeste y con cañones o callejones kársticos que bordean el conjunto. 4 son los cañones (canutos) que discurren paralelos a la línea de costa y no a favor de pendiente. Todos los cañones, formados por antiguos ríos endokársticos, desembocan en el Río Manilva. De entre estos 4 canutos, sobresale el Canuto de la Utrera o Canuto Grande por sus proporciones y peculiares características. Otros canutos son: de los Molinos, Chico y de la Utreruela. En el paisaje kárstico, además del torcal y los cañones, se pueden observar casi todas las estructuras típicas de un modelado exokárstico (callejones, dolinas, lapiaz, torcas, uvalas, sumideros, tornillos, fallas, diaclasas…) con múltiples figuras que estimulan la imaginación. Por otra parte, por el interior del macizo
discurren numerosos canales, interconectados a través de las muchas galerías que se exteriorizan a través de más de un centenar de cuevas, simas, abrigos y refugios. En su interior, numerosas formas endokársticas como cuevas, galerías, simas sumideros, estalactitas, estalagmitas, columnas, velas,….La red hidrográfica está dominada por el Río Manilva, que tiene un trazado corto, rectilíneo y perpendicular a la línea de costa, presentando un funcionamiento estacional de tipo rambla, si bien conserva ciertos tramos con corriente continua durante todo el año, alternándose aguas lénticas (estancadas) de lagunas estaciónales con tramos de aguas lóticas (flujo continuo y dinámico).
La morfogénesis se ubica en el dominio continental, estando representados los sistemas de poligénico, de origen kárstico, de gravedad-vertiente y eólico.
HISTORIA GEOLOGICA
Los depósitos de la Plataforma Subbética se inician con la presencia de materiales de edad Triásico Superior (Mesozoico), momento en que tuvo lugar una regresión marina, asociada a un cambio climático importante en unas condiciones de aridez. La implantación de estas condiciones se realizó de una forma gradual con un máximo de desarrollo al final del Trías. En esta época comenzaron a individualizarse dos subdominios denominados Subbético Medio y Penibético. En los que las condiciones de sedimentación no sufrirían grandes modificaciones,
variando notablemente el espesor del sedimento depositado en ambos subdominios.En general, en el dominio de la Plataforma Subbética, existirían extensas llanuras costeras con sedimentación de niveles delgados evaporíticos y dolomíticos. A estas llanuras llegarían esporádicamente sedimentos arenosos de procedencia continental, aportados posiblemente por corrientes fluviales. Hacia el interior de la cuenca, en zonas más marinas, se formarían extensas plataformas carbonatadas someras.
Al comienzo del Lías, se implantaron definitivamente las condiciones marinas sobre toda la plataforma, con el depósito de calizas y dolomías, en general someras (200-300 mbnm), sedimentadas en distintos ambientes, principalmente de dos tipos: el primero, representado por calizas y el segundo, por calizas micríticas nodulosas que representan zonas restringidas y tranquilas, de tipo lagoon.
Durante el Lías Medio la plataforma carbonatada se desintegró en dos sectores, individualizándose el Prebético del Subbético. Durante el Dogger, en esta zona, las condiciones prácticamente no varían, con el depósito de calizas oolíticas y micríticas en ambientes de plataforma interna, en el que se desarrollarían sistemas de barra con retoques de olas y zonas de plataforma restringida con el depósito de calizas nodulosas con filamentos. La tectónica seguiría siendo de tipo distensivo, con el relleno continuo del surco formado anteriormente. En el Malm, en ambiente de plataforma continuo con carácter restringido, observándose secuencia de ralentización formadas por calizas nodulosas con radiolarios en la base y margas Intercalados entre estos materiales pueden existir niveles turbidíticos correspondientes a capas de tormenta dentro de esta plataforma carbonatada.
En el Cretácico Inferior, la plataforma carbonatada desarrollada durante el Jurásico sufrió grandes modificaciones que a partir de este momento determinaron su clara diferencia en dos subdominios paleogeográficos con características diferentes. Durante esta época, en el dominio Penibético se reconocen varias discontinuidades, la primera representada por una interrupción sedimentaria submarina mineralizada, de morfología irregular. Posteriormente, durante el Hauteriviense se produce una nueva interrupción sedimentaria que originó la formación de un paleokarst, más desarrollado en los karsts más septentrionales.
A partir del Albiense Medio-Cenomaniense comienza una sedimentación homogénea en toda la plataforma con el depósito de las capas rojas. El comienzo de esa sedimentación debió estar relacionado con cambios oceanográficos importantes que favorecieron la oxigenación y circulación de las aguas. Esa sedimentación se mantuvo hasta el Eoceno en el dominio Penibético.Durante el Oligoceno se invierte la tendencia subsidente. En el penibético se registra la llegada de margas y arcillas verdes con intercalaciones de niveles turbidíticos, cada vez más abundantes hacia techo, que sugieren la proximidad de fenómenos tectónicos, estos depósitos turbidíditos se prolongan hasta el Mioceno inferior. Estas series están coronadas por la formación numidoide de Estepona, que presenta numerosas intercalaciones de areniscas del Aljibe. El último depósito de la Plataforma Penibética anterior a la superposición de las unidades alóctonas del Surco de los Flysch, es la formación numidoide de Estepona, cuyo equivalente lateral corresponde a las arcillas versicolores que aparecen fundamentalmente sobre el dominio del Subbético medio. El contacto de la formación numidoide con las series penibéticas infrayacentes revelan una discordancia cartográfica a gran escala, mientras que las arcillas versicolores reposan sobre materiales subbéticos diversos que presentan síntomas de haber sufrido procesos tectónicos. Si se admite la equivalencia de facies entre la formación numidoide de Estepona y las arcillas versicolores y se identifican estas dos litologías con las facies distales de las areniscas numídicas, las tres formaciones constituirían tectofacies del mencionado evento tectónico.
Con posterioridad al depósito de las formaciones de arcillas versicolores y de Estepona, tiene lugar la superposición de las unidades alóctonas procedentes del Surco de los Flycsh, que a su vez transportan series que culminan con formaciones Numidoides o similares. La entrada de parte de estas unidades (láminas de Algeciras y Cerro de la Novia, al menos) se produjo según una dirección NNO-SSE o NW-SE, mientras que el desplazamiento e imbricación definitiva del Bloque de Alborán hacia el Oeste produjo el acortamiento de todo el conjunto en esa dirección.Cuando se acaba la etapa alpina (orogenia alpina) y tras emerger y erosionar en clima lluvioso, más frío y más húmedo que el actual, se da el proceso kárstico, desde el final terciario hasta la actualidad. Se disuelve la caliza y da lugar a la morfología kárstica, con precipitación o disolución inversa. La arcilla, insoluble, se acumula como arcilla de descalcificación o terra rossa, que da lugar a suelos ácidos (las calizas son básicas). El primer paso antes de la karstificación es un sistema de diaclasado en 60º sobre fracturas principales. Por las fracturas se deposita agua. La estratificación presenta un buzamiento hacia el Este, lo que indica un proceso orogénico importante (López-Gómez, F.)
GEOLOGIA ECONOMICA
Existe una gran explotación de cantera en la Sierra de la Utrera sobre calizas del Jurásico, obteniéndose la conocida “Piedra de Casares” (rojo Torcal, correspondiente a facies nodulosa de calizas del Lias-Dogger-Malm), distribuida como ornamental en toda Andalucía y como roca de escollera, principalmente, además de gravas y asfalto. Se presenta un considerable potencial de aprovechamiento en áridos de construcción. Hay que decir que Andalucía aporta entorno al 50% de las calizas extraídas a nivel nacional. De esa cantidad la provincia de Málaga aporta el 40%, es decir, casi el 25% de la producción nacional.
En el Mapa Geológico-Minero de Andalucía, la explotación aparece en el listado de yacimientos minerales y rocas industriales (anexo II) como número 753, cuadrante con coordenada número 402;28, caliza destinada a construcción, de tamaño 3 (atendiendo a producción y reservas: grande, o excepcional).
Texto: José Gómez Zotano (Geólogo. Universidad Granada)
Fotos: Jorge L. Romo
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