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Geología de España
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Última actualización marzo de 2.001
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Introducción
INTRODUCCIÓN
El Sol y sus planetas comenzaron a formarse a partir de una nube de gas y polvo interestelar hace aproximadamente 4.500
millones de años. El tiempo transcurrido en esta fase de génesis se estima en unos 400 millones de años.
Desde el origen de la Tierra, el tiempo geológico se ha dividido clásicamente en tres grandes períodos de tiempo o eones,
Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico.
ARCAICO
Constituye el período de tiempo comprendido entre hace 4.500 y 2.500 millones de años. Aunque representa el 45% del
tiempo geológico, sus rocas afloran tan sólo en un 3% de la superficie terrestre, ya que los procesos geológicos internos y
externos las han reciclado. Constituye una época muy energética, con un máximo muy acusado al final del eón.
En la Tierra primigenia, durante el Hádico, la dinámica del Sistema Solar propició una fase de continuas colisiones de
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Introducción
objetos celestes y la dinámica del propio planeta, donde se iban diferenciando las distintas capas que constituirían su
estructura interna, mantuvieron a la Tierra recién formada en un estado de continua agitación. Según la hipótesis más
aceptada, antes incluso de que hubiese concluido la acumulación del material del nuevo planeta y la diferenciación
geoquímica de sus capas internas, la violenta colisión con un cuerpo estelar, dio lugar a la formación de la Luna. Las
condiciones ambientales durante estos primeros 400 millones de años, fueron extremadamente duras y estériles desde el
punto de vista biológico.
La mayoría de los datos apuntan que nada más formarse el planeta, ya debía existir una atmósfera procedente de la gran
cantidad de sustancias volátiles presentes. Su constitución era muy diferente a la actual, ya que se estima que el 99% de
los gases atmosféricos actuales son de origen secundario y tremendamente influenciados por la biosfera.
La indicios más antiguos de una capa líquida, datan de hace 3.800 millones de años, concluido ya el proceso de
acumulación de materiales. La formación de la hidrosfera fue un proceso muy rápido y la cantidad de agua en ésta ha
variado poco desde entonces.
Inmediatamente después de la aparición de la atmósfera y la hidrosfera, la vida irrumpió de forma explosiva en la Tierra.
Los organismos vivos más antiguos de los que no se tiene duda, hicieron su aparición hace algo más de 3.500 millones de
años y pertenecían al reino de las bacterias.
Tras la diferenciación geoquímica del interior terrestre, algunas zonas de la superficie pudieron acumular suficiente
cantidad de rocas como para formar pequeñas zonas o gérmenes de corteza estable, que flotaban sobre un océano de
magma, precusor de la actual astenosfera. Las hipótesis más aceptadas indican que debió desarrollarse una tectónica de
microplacas, antecesora de la tectónica de placas actual y que en la litosfera se diferenciaba ya una corteza continental de
otra oceánica. Hacia finales del Arcaico, se habría desarrollado una tectónica de placas equivalente a la actual.
PROTEROZOICO
Constituye el período de tiempo comprendido entre hace 2.500 y 570 millones de años. Formados ya los primeros
continentes estables y con una tectónica de placas global similar a la de hoy, el reciclado de los materiales da lugar a la
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Introducción
producción de rocas más parecidas a las actuales. Asimismo, en las cuencas que rodean estos microcontinentes empiezan a
acumularse espesores importantes de sedimentos.
Durante este período de tiempo la evolución de la litosfera da lugar a la diferenciación de tres tipos básicos de dominios
tectonoestratigráficos, diferenciándose una serie de continentes o escudos rodeados de plataformas y edificios orogénicos
edificados sobre éstos.
Escudos. Grandes zonas que han permanecido estables y emergidas antes del Cámbrico. Hoy día
constituyen principalmente el centro de las grandes zonas continentales, diferenciándose los siguientes:
Canadiense, Groenlandia, Báltico, Hébridas, Anabar, Aldan, Guayanas, Brasileño, Patagonia, Árabe,
Africano, Malgache, Índico, Australiano, Antártico.
Plataformas. Corresponden a los bordes o márgenes de los escudos. Por lo general, los materiales
acumulados no han sido reactivados por orogenias desde el final de este eón. Se distribuyen alrededor de los
escudos anteriores.
Núcleos de cordilleras plegadas. Son áreas que han sido reactivadas por una o más orogenias, apareciendo
intensamente deformadas.
Al final del Proterozoico, la mayor parte de las tierras emergidas se reunieron en un único y gran continente, Pangea 1. Es
evidente que la colisión de las distintas masas continentales traería consigo la deformación generalizada de los materiales
acumulados en sus márgenes, que constituyeron los núcleos de nuevas cordilleras.
FANEROZOICO
Se extiende desde hace 570 millones de años hasta la actualidad. Dentro de este eón se diferencian las eras
tradicionalmente más conocidas: el Paleozoico o era Primaria, el Mesozoico o era Secundaria, y el Cenozoico, que incluye
al Terciario y al Cuaternario. Su duración, en comparación con los eones anteriores, es muy corta, tan sólo representa el
12,6% del tiempo geológico, sin embargo, el conocimiento geológico de este eón es mucho mayor.
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Introducción
A principios del Paleozoico, Pangea 1 comenzaba a romperse y separarse para volver a unirse al final de esta era, unos
300 millones de años después, en otro supercontinente, Pangea 2. Las colisiones entre los bloques litosféricos que se
dieron durante la formación de Pangea 2, reciclaron parte de las rocas que constituían las antiguas masas continentales,
borrándose del registro geológico la información sobre orogenias anteriores a la formación de este supercontinente en
amplias áreas del mundo. Desde entonces, la tectónica global ha vuelto a separar Pangea 2, sin duda para volver a unirla
en un futuro geológico próximo.
Las colisiones entre bloques litosféricos originan orógenos o cadenas de montañas. Durante este eón se han desarrollado
tres grandes ciclos orógenos: el caledoniano, el hercínico y el alpino. Además de éstos, se han producido otros orógenos
en distintas partes del mundo, si bien su distribución es mucho más localizada.
Orogenia Caledoniana
Se desarrolló durante el Paleozoico inferior, llegando a su máximo apogeo en el Silúrico superior y el
Devónico inferior. Corresponde a un orógeno de colisión entre masas continentales, lo que deformó los
materiales que ocupaban las cuencas situadas entre ellas. Aparece en Groenlandia, costa este de Norte
América, Noruega y las Islas Británicas.
Orogenia Hercínica
Tuvo lugar durante el Paleozoico superior, con un máximo en el Carbonífero. Es el orógeno más importante
del Paleozoico, ya que resulta de la unión de la mayor parte de las masas continentales en el supercontinente
Pangea 2, lo que originó la deformación de los materiales que ocupaban la cuenca marina (Proto-Tethys)
situada entre un conjunto septentrional (Laurasia) y otro meridional (Gondwana). Se puede observar en
Europa, África y América del Norte.
Es aquí donde encontramos de forma inequívoca las primeras pistas sobre la formación geológica de la
Península Ibérica, cuyo paleozoico es principalmente de naturaleza hercínica. Muchos autores defiende la
hipótesis de que entre Laurasia y Gondwana existía un microcontinente, Armórica, del que formaba parte
Iberia. En el Carbónifero superior, terminada la subducción de la corteza oceánica que separaba los dos
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Introducción
grandes continentes mundiales, Armórica fue comprimida entre éstos.
El resultado fue esencialmente la formación del Macizo Ibérico y la Cadena Pirenaica, hoy desmantelados
por los agentes geológicos externos o reactivados y formando parte de otros orógenos del ciclo alpino.
Orogenia Alpina
Con la rotura de Pangea 2, tan sólo 50 millones de años después de haberse formado, comienza el ciclo
alpino. Se extiende de forma aproximada desde finales del Paleozoico hasta la actualidad, durante todo el
Mesozoico y Cenozoico. Las rocas de este intervalo de tiempo ocupan el 80% de la superficie. En algunas
áreas ha reciclado y reactivado los materiales formados en otros ciclos orogénicos, deformándolos y
metamorfizándolos, borrando las huellas procedentes de orogenias más antiguas.
Durante este período de tiempo, la deriva de las placas ha dado lugar a la formación de las principales
cadenas montañosas que conforman actualmente los relieves más acusados, restringidas a dos grandes
ámbitos geográficos: la cadena alpino-himalaya y los orógenos circumpacíficos.
Estos orógenos se han formado por distintos procesos enmarcados dentro de la tectónica global, el Himalaya
por colisión entre dos masas continentales, los Andes por subducción de la corteza oceánica pacífica bajo la
corteza continental de Sudamérica, las Montañas Rocosas por choque de litoferaclastos o microcontinentes
y la Cordillera Alpina por colisión entre placas y microplacas.
Es precisamente en la Cordillera Alpina donde se enmarca la historia geológica de Iberia desde finales del
Paleozoico. Este gran cinturón orogénico se extiende en sentido amplio desde Asia Menor hasta el Estrecho
de Gibraltar, constituyendo Iberia su porción más occidental.
El supercontinente Pangea 2 estaba rodeado de un gran océano, la Panthalasa, que presentaba un conjunto
de penetraciones. Cuando comienza la rotura de Pangea 2, uno de estos brazos oceánicos comienza a
separar de nuevo un conjunto septentrional (Laurasia) de otro meridional (Gondwana), formándose el mar
de Tethys. Es aquí donde podemos situar a Iberia, precisamente en el extremo occidental de este antiguo
brazo de mar y entre estas dos grandes masas continentales.
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Introducción
La dinámica de las placas ha ocasionado durante todo este tiempo el movimiento relativo de África y
Europa, entre cuyas masas continentales se situaba la cuenca marina con corteza oceánica, el Tethys. El
acercamiento entre estas masas de tierra ha consumido por subducción la totalidad del fondo oceánico
existente entre ambas, provocando el cierre del Tethys y el choque entre las masas continentales de ambas
placas así como el de un conjunto de microplacas y bloques continentales que se extendían entre ambos,
entre las que se encontraba la microplaca Ibérica.
Los Pirineos se forman por el choque entre la microplaca Ibérica y la placa Euroasiática, al quedar la
primera comprimida entre África y Europa. La Cordillera Bética por deformación y plegamientos de los
materiales depositados en el Tethys y choque de la microplaca Apúlica, y el Sistema Ibérico por
deformación intraplaca, resultado del plegamiento de la litosfera como respuesta a la compresión que sufre
Iberia en sus márgenes.
Tras la formación de los principales relieves, los agentes geológicos externos, el agua, el viento, etc., han
comenzado su erosión, transportando los materiales desde las zonas más elevadas hasta cuencas
intramontañosas y depresiones interiores, o hacia las cuencas marinas.
Todos estos procesos han dado lugar al relieve que apreciamos hoy en la Península Ibérica.
Introducción | Ayuda | Hercínico | Alpino | Cuencas | Márgenes | Canarias | Evolución
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Tabla del tiempo geológico
TABLA DEL TIEMPO GEOLÓGICO
EÓN
ERA
SISTEMA
SERIE
EDAD
HOLOCENO
ACTUAL0.01
PLEISTOCENO
0.01-1.8
CUATERNARIO
PLIOCENO
1,8-5,3
CRONES PROCESOS GEOLÓGICOS
Fin del último período glaciar
0.035
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Homo sapiens
Género Homo
5
Primeros
Hominoideos
(Australoithecus)
10-13
CENOZOICO
Comienzan los períodos de
glaciaciones cuaternarias
2
NEÓGENO
MIOCENO
PROCESOS
BIOLÓGICOS
Formación total de los
casquetes polares
5,3-23,8
20
Formación del orógeno alpino
Primeros
Homínidos
(Proconsul)
Tabla del tiempo geológico
Primates con visión
estereoscópica y
manos prensiles
30
OLIGOCENO
23,8-33,7
35-40
PALEÓGENO
EOCENO
PALEOCENO
SUPERIOR
33,7-54,8
54,8-65
50
Ballenas y Elefantes
54
Caballos
60
Primeros primates.
Radiación de los
mamíferos
65
Extinción
finicretácica
65-99
75-100
CRETÁCICO
100
INFERIOR
JURÁSICO
99-144
MALM
144-159
DOGGER
159-180
MESOZOICO
LÍAS
180-206
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206-227
Mayor trasgresión marina
registrada.
Se genera el 60% de todo el
petróleo.
Sudamérica se separa de África
130
Primeras
Angiospermas
registradas
150
La Antártida y Australia se
separan de África
Primeros peces
teleósteos. Primeas
aves. Primeros
animales con
placenta
200
Comienza la dispersión de
Pangea II: apertura del
Atlántico. Formación del
Orógeno Cimérico (Alpes)
205
SUPERIOR
Comienza la glaciación
neógena. India choca con
Eurasia (Himalaya)
Primero Pterosaurios
Tabla del tiempo geológico
TRÍASICO
MEDIO
208
Extinción TriásicoJurásica
225
Primeros
ammonites.
Primeros
dinosaurios.
Primeros animales
de sangre caliente.
Extinción
finitriásica.
227-242
230
FANEROZOICO
INFERIOR
242-248
Destrucción del orógeno
hercínico (N.R.S.)
Comienza el ciclo alpino
248
PÉRMICO
CARBONÍFERO
SUPERIOR
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248-290
Cadera de los
reptiles adaptada
para la carrera veloz
Extinción Pérmica
Clima cálido, gran aridez,
enormes depósitos de sales a
nivel mundial, gran oscilación
250-260 térmica.
Fin de la Glaciación Permocarbonífera (Gondwana)
Formación de Pangea II
260
OROGENIA HERCÍNICA
300
Gimnospermas
(polen y semillas).
Los reptiles
colonizan los
continentes.
Depósito de grandes volúmenes Primeros reptiles
mamiferoides
de carbón
325
Primera membrana
amniótica
(independencia del
agua)
290-354
Tabla del tiempo geológico
340
350
Comienza la Glaciación Permocarbonífera (Gondwana)
360
Primeros anfibios.
Primeros árboles.
367
Extinción Devónica
370
DEVÓNICO
Primeros reptiles
354-417
Destrucción del orógeno
caledoniano (O.R.S.)
Peces de agua dulce.
Primeros
380-400 OROGENIA CALEDONIANA vertebrados
terrestres
(protoanfibios)
PALEOZOICO
417
SILÚRICO
Atmósfera 100% O2
417-443
438
Extinción
Ordovícico-Silúrica
430-450
Las plantas y los
animales comienzan
a conquistar las
tierras emergidas:
con las Briofitas y
los Artrópodos
terrestres la vida
sale de los mares.
Glaciación Ordovício-Silúrica
INFERIOR ORDOVÍCICO
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443-490
Primeras plantas
terrestres vasculares
(con tejidos
conductores para
transportar
nutrientes a las
partes aéreas) =
Pteridófitas
primitivas. Primeros
insectos terrestres
Tabla del tiempo geológico
CÁMBRICO
500
Extinción Cámbrica.
Diversificación de
la fauna marina.
Primeros
vertebrados (peces
acorazados)
530
Fauna de Burguess
Shale
543
Primeros crustáceos
y corales
Primeros animales
con concha
490-543
570
600
650
NEOPROTEROZOICO
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543-900
Dispersión de
Pangea I.
Fin de la
Glaciación
Eocámbrica.
Fragmentación
de Pangea I
Período más
Formación de frío de la
Tierra
Pangea I
670
¿Efecto
Comienza la
antiinvernadero
Glaciación
680
provocado por
Eocámbrica
la explosión
demográfica
650-700
del placton
calcáreo, que
retira grandes
Glaciación
cantidades de
700-800
Infracámbrica I CO de la
2
atmósfera?.
Fauna de Ediacara
Primera extinción
masiva
HONGOS,
ANIMALES.
Desarrollo
explosivo de la
biosfera.
Tabla del tiempo geológico
PLANTAS
1000
Glaciación
Infracámbrica
II
13001400
Mayor acontecimiento
magmático anorogénico.
Comienza la formación de
cinturones panafricanos y
cadomienses.
1500
Desarrollo de grandes
plataformas continentales.
1800
Cráter de impacto más antiguo
que se conserva: primeras
superficies continentales
preservadas de la erosión.
Fin del depósito de hierro
bandeado. Atmósfera 15% O2,
la atmósfera se vuelve oxidante
y aparece una tenue capa de
ozono (O3).
2000
Comienza a acumularse O2 en
la atmósfera. Primeros bordes
destructivos actualistas.
PROTEROZOICO
MESOPROTEROZOICO
PALEOPROTEROZOICO
900-1600
1600-2500
2100
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Primeros
organismos
planctónicos
registrados
Reproducción
sexual.
En los mares
proliferan los
acritarcos
(eucariotas
unicelulares).
EUCARIOTAS
(PROTOCTISTAS):
Grypania, primer
eucariota
fotosintético.
Fósiles de Gunflint
(Australia):
Cianoficeas capaces
de metabolizar O2.
Tabla del tiempo geológico
SUPERIOR
MEDIO
2300
Primera glaciación confirmada
(Gondwana)
2500
Fin de una gran actividad
tectono-magmática. Litosfera
rígida generalizada.
2600
Clima continental árido.
Primeras capas rojas: ¿primera
atmósfera oxidante?
2700
Rifts continentales, Se inicia la
formación de plataformas
cotinentales y grandes cratones.
2800
Tectónica de placas.
Crecimiento de la corteza
continental. Primeras ofiolitas.
Comienza el depósito de hierro
bandeado y otros sumideros de
oxígeno (O2). Atmósfera < 1%
O2.
32003300
Litosfera continental
"actualista" (150-200 km de
espesor)
2500-3000
3000-3400
3450
ARCAICO
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Fósiles de Fortescue
(Australia
occidental):
estromatolitos
abundantes (tipo
cianobacterias)
fotoautótrofos,
emisión de O2 a la
atmósfera.
Fósiles de
Warrawona (NE de
Australia):
Estromatolitos, se
produce la
colonización
biológica de la zona
fótica.
Tabla del tiempo geológico
Microfósiles de
Marble Bar
(Australia):
Cianobacterias y
bacterias anaerobias.
3485
3400-3800
INFERIOR
Microfósiles de
Bitter Springs Chert
(Australia): son los
más antiguos que se
conocen, pertenecen
seguramente a
Cianobacterias.
Primeros
microfósiles
anaerobios.
PROCARIOTAS
3600
ORIGEN DE LA
VIDA
HÁDICO
37603800
Primera evidencia de
hidrosfera. Tectónica de
microplacas. Roca sedimentaria
más antigua conocida.
3900
Fin del Gran Bombardeo
Meteorítico
41004200
¿Minerales más antiguos?
(circones detríticos). Atmosfera
anóxica
4500
Formación de la Tierra
Introducción | Ayuda | Hercínico | Alpino | Cuencas | Márgenes | Canarias | Evolución
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Ayuda
AYUDA
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Ayuda
Introducción | Ayuda | Hercínico | Alpino | Cuencas | Márgenes | Canarias | Evolución
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Introducción a la Geología de España
INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA DE ESPAÑA
Las rocas precámbricas y
paleozoicas
Terrenos geológicos
estructurales o grandes
dominios orogénicos de la
Península Ibérica
Márgenes continentales
Las rocas mesozoicas y
cenozoicas
Terrenos volcánicos
Margen Atlántico
Margen Mediterráneo
Margen Cantábrico
Islas Canarias
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Terrenos precámbricos
Terrenos paleozoicos
Terrenos y rocas intensamente deformados
Terrenos que han sufrido una deformación
moderada o débil
Terrenos en los que prácticamente no se registra
ningún tipo de deformación
Terrenos postalpinos
Introducción a la Geología de España
TERRENOS GEOLÓGICOS ESTRUCTURALES O GRANDES DOMINIOS
OROGÉNICOS DE LA PENÍNSULA IBÉRICA
LAS ROCAS PRECÁMBRICAS Y PALEOZOICAS. El orógeno hercínico
Constituyen el basamento varisco. Está formado básicamente por rocas precámbricas y paleozoicas afectadas durante el
Carbonífero por la orogenia varisca o hercínica y que pueden estar o no afectadas por la orogenia alpina. El dominio
hercínico, que es muy amplio, está en gran medida cubierto por terrenos de plataforma mesozoicos y terciarios, con
deformación variable. Esta deformación es máxima en la Cordillera Ibérica. Superpuesta a esta estructura se da una
tectónica de fracturas cenozoicas, que se expresa principalmente por un conjunto de fosas tectónicas.
Las rocas de esta edad afloran en dominios muy diferentes de la Península Ibérica, principalmente en el Macizo Ibérico,
Pirineos y Zonas Internas de la Cordillera Bética; también aparecen en pequeños afloramientos del Sistema Ibérico,
Sistema Costero Catalán y en la isla de Menorca. La característica común a estas rocas es que formaron parte de la gran
cordillera Varisca europea, que se desmembró y desapareció como tal a consecuencia de la rotura del Pangea II y la
posterior evolución de las distintas placas.
De entre estos afloramientos destaca el Macizo Ibérico, que constituye el afloramiento más completo de la Cordillera
Varisca o Hercínica europea y alrededor del cual se edificó la Península tal como la vemos hoy.
Terrenos precámbricos. Se considera Precámbrico al conjunto de terrenos anteriores al Cámbrico. Aunque
han sido deformados antes del Paleozoico, en su mayoría han sido incorporados a las cadenas hercínicas,
por lo que sólo afloran en los núcleos de estas cordilleras.
Los materiales de esta época, que comprende casi 3.000 millones de años, están en su mayor parte
metamorfizados, lo que dificulta en muchos casos el cálculo de su edad. En la Península Ibérica existen
afloramientos en varias partes del territorio, principalmente relacionados con la orogenia Hercínica.
Aparecen principalmente en las siguientes zonas:
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Introducción a la Geología de España
●
●
●
En el Macizo Ibérico el Precámbrico muestra afloramientos muy dispersos.
❍ En la zona cantábrica y la zona astur-occidental-leonesa aparecen gran cantidad de
afloramientos, constituidos por rocas metamórficas y por grandes batolitos.
❍ En la zona centro-ibérica destaca la Sierra de Guadarrama, constituida por un batolito
granítico con abundantes materiales metamórficos.
❍ En la zona de Ossa-Morena aparece una gran masa de geosinclinal atravesada por batolitos
graníticos.
En las Zonas Internas de la Cordillera Bética existen algunos afloramientos precámbricos,
reactivados por movimientos alpinos.
El núcleo de los Pirineos también está ocupado por rocas precámbricas metamórficas.
Terrenos paleozoicos. Son aquellos que en Iberia han sido deformados por la orogenia hercínica,
constituyen por tanto las cadenas hercínicas. Existen afloramientos muy reducidos de terrenos paleozoicos
no deformados por esta orogenia. Constituyen:
●
●
●
El Macizo Ibérico.
La Cadena Pirenaica, que constituye la zona axial de los Pirineos, el sustrato de la Cordillera
Costero Catalana y parte de la isla de Menorca.
Las Zonas Internas de la Cordillera Bética, en gran parte de edad paleozoica, pero localizadas en
esta época en un dominio paleogeográfico más al este, formando parte, de forma general, de la
microplaca apúlica o de Alborán.
LAS ROCAS MESOZOICAS Y CENOZOICAS. El orógeno alpino
Constituyen la cobertera y están formadas por rocas mesozoicas y cenozoicas que han sufrido distintos grados de
deformación durante la orogenia alpina. Estas rocas bordean el Macizo Ibérico y pueden a su vez agruparse en tres
grandes dominios en función de la mayor o menor deformación sufrida durante la orogenia alpina:
Terrenos y rocas intensa” deformados. Representados por zonas donde las rocas de la cobertera y en
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Introducción a la Geología de España
algunos casos del basamento, están intensamente deformadas, según estructuras caracterizadas por grandes
pliegues y cabalgamientos donde se localiza un importante acortamiento litosférico, como es el caso de la
Cordillera Bética y los Pirineos.
Terrenos que han sufrido una deformación moderada o débil. Terrenos que a pesar de estar deformados
por la orogenia alpina, presentan un grado de deformación más moderado y el acortamiento litosférico es
menor, como ocurre en el Sistema Ibérico.
Terrenos en los que prácticamente no se registra ningún tipo de deformación. En éstos, la deformación
asociada a la orogenia alpina es nula o casi inexistente, como las cuencas terciarias del Ebro, Duero, Tajo y
Guadalquivir.
Terrenos postalpinos. Se encuentran en cuencas intramontañosas formadas por un período de distensión
que siguió a la orogenia alpina durante el Neógeno y Cuaternario.
TERRENOS VOLCÁNICOS
Corresponden al Cenozoico en la Península y a las Islas Canarias. En la Península destacan varias zonas:
Zona Cabo de Gata (Almería), donde afloran rocas volcánicas (riolitas, riodacitas, dacitas y andesitas).
Dispersas en estos materiales aparecen menas de oro que han sido explotadas (minas de Rodalquilar)
Comarca de Olot (Girona), aparecen rocas volcánicas básicas ligadas con fracturas activas modernas que
han tenido actividad constatada hasta hace menos de un siglo.
Campo de Calatrava (Ciudad Real), con rocas volcánicas básicas ligadas a fracturas recientes
(cuaternarias).
MÁRGENES CONTINENTALES
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Introducción a la Geología de España
Bordeando los terrenos emergidos de la Península se encuentran los márgenes continentales, que la separan de los
dominios de litosfera oceánica del Atlántico y Mediterráneo occidental.
El borde oeste y suroeste está delimitado por los materiales mesozoicos y terciarios que forman la
plataforma continental del margen atlántico. Se trata de un margen continental pasivo, que se formó como
consecuencia de la apertura del océano Atlántico, donde se registra cierta deformación asociada a la
orogenia alpina.
Al norte se encuentran el margen cantábrico, que se formó como consecuencia de la apertura del Golfo de
Vizcaya y que posteriormente se vio afectado por la deformación alpina iniciándose un proceso de
subducción, actualmente abortado.
Por su parte, el margen mediterráneo está caracterizado por la presencia de dos cuencas extensionales
neógenas: la cuenca catalano-balear o surco de Valencia y el mar de Alborán.
ISLAS CANARIAS
No guardan ninguna relación geológica con la Península Ibérica y su evolución.
Son un conjunto de islas con características geológicas propias, de origen volcánico, enraizadas en el fondo oceánico. Su
evolución geodinámica está ligada a la apertura y extensión del océano Atlántico, desde el Cretácico inferior a la
actualidad. Son similares en su génesis a las islas Madeira y a las de Cabo Verde.
Introducción | Ayuda | Hercínico | Alpino | Cuencas | Márgenes | Canarias | Evolución
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Cadenas hercínicas
CADENAS HERCÍNICAS
El orógeno hercínico en Europa tiene su parte occidental en el arco ibero-armoricano (Macizo Ibérico), a partir del cual la
cadena continua hacia el E por el Macizo Central Francés y la Zona Axial Pirenaica, inflexionándose hacia el NW para
dirigirse por Centroeuropa al Macizo de Bohemia, que enlaza más al E con los Urales. En sentido opuesto la cordillera
atraviesa toda la Península Ibérica en dirección NO-SE, hasta quedar interrumpida por el frente bético (alpino),
prolongándose hacia el S hasta la Mauritánides en Marruecos y al otro lado del Atlántico, en la parte S de los Apalaches y
en los Montes Ouachitas. La Cordillera Hercínica forma una franja larga y estrecha, muy enmascarada en algunas zonas
por la orogenía alpina.
Son muchas y variadas las hipótesis sobre la formación de la Cordillera Hercínica, entre los que destacan los basados en la
tectónica de placas y que pueden resumirse en:
- Modelo tipo andino, con subducción de corteza oceánica bajo corteza continental.
- Modelo de colisión continental: con colisión entre las cortezas continentales de la Europa meridional y
septentrional.
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Cadenas hercínicas
- Modelo mixto: subducción de corteza oceánica y choque entre masas continentales.
En general se puede decir que el desarrollo de este orógeno tiene lugar durante la formación de Pangea 2, en el Paleozoico
superior, debido al choque entre un conjunto septentrional (Laurasia) y otro meridional (Gondwana) que originó la
deformación de los materiales que ocupaban la cuenca marina (Proto-Tethys) situada entre ambos.
El Paleozoico de España es principalmente de naturaleza hercínica. Antes de la formación de Pangea 2, Laurasia se
encontraba dividida en varias masas de tierra, Laurentia, Armorica, Báltica y Siberia. Iberia, junto con Centroeuropa,
Francia, y el norte de Marruecos, formaban según muchos autores, el microcontinente armoricano. Durante el
Carbonífero, Armórica quedó atrapada entre este conjunto septentrional y Gondwana. En el Carbónifero superior,
terminada la subducción de la corteza oceánica del Proto-Tethys, que separaba los grandes conjuntos de tierras
septentrionales y meridionales, Armórica fue comprimida entre éstos.
El resultado fue esencialmente la formación del Macizo Ibérico y la Cadena Pirenaica, relieves hoy desmantelados por
los agentes geológicos externos, o reactivados y reciclados y formando parte de otros orógenos alpinos.
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Cadenas hercínicas
Además de estos macizos anteriores, aparecen también en la Península Ibérica las Zonas Internas de la Cordillera
Bética, en gran parte de edad paleozoica, pero de procedencia geográfica distinta, resultado del choque con Iberia de la
microplaca Apúlica durante el ciclo alpino.
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Cadenas alpinas
CADENAS ALPINAS
A nivel global, la Cordillera Alpina forma parte de un ámbito geográfico y geológico más amplio aún: la Cadena AlpinoHimalaya. Se extiende desde China hasta la Península Ibérica y es el resultado de los complejos procesos de colisión que
han dominado el límite entre las placas Eroasiática, Africana, Índica y Arábiga que han dominado esta zona durante los
últimos 100 millones de años, aunque la mayor parte de las colisiones tuvieron lugar hace tan sólo 30 millones de años.
La Cordillera Alpina, donde se enmarca la historia geológica de Iberia desde finales del Paleozoico, es un gran cinturón
orógénico que se extiende en sentido amplio desde Asia Menor hasta el Estrecho de Gibraltar, constituyendo Iberia su
porción más occidental. En esta zona han interactuado muchas microplacas durante los últimos 200 millones de años, lo
que ha originado que en esta cordillera se pueden distinguir dos ramas bien diferenciadas:
Rama alpina. Presenta vergencias dominantes hacia el continente europeo. Carpatos, Balcanes, Alpes y
Cordillera Bética.
Rama dinárica. Presenta vergencias dominantes hacia el continente africano. Arco Egeo, Dinárides,
Apeninos, Tell y Rift.
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Cadenas alpinas
Con la rotura de Pangea 2, a finales del Paleozoico, comienza el ciclo alpino. El supercontinente Pangea 2 estaba rodeado
de un gran océano, la Panthalasa, que presentaba un conjunto de penetraciones. Cuando comienza la rotura de Pangea, uno
de estos brazos oceánicos comienza a separar de nuevo un conjunto septentrional (Laurasia) de otro meridional
(Gondwana), formándose el mar de Tethys. Podemos situar a Ibería, precisamente en el extremo occidental de este antiguo
brazo de mar y entre estas dos grandes masas continentales.
Las cadenas montañosas hercínicas, formadas por fuerzas compresivas durante la reunión de todas las masas continentales
en Pangea 2, constituyeron relieves importantes, pero con el inicio de la rotura de Pangea, las zonas adyacentes a los
márgenes continentales comenzaron a sufrir esfuerzos distensivos, que en el caso de Iberia están íntimamente relacionados
con la apertura del océano Atlántico. Esta etapa distensiva produjo la formación, alrededor de la Iberia paleozoica, de
grandes fosas tectónicas o rifts donde se depositaron gran cantidad de materiales procedentes de la desmantelación de los
relieves recién formados, proceso que duró aproximadamente hasta el Jurásico, donde se reconoce ya una Iberia
convertida prácticamente en una penillanura, rodeada de cuencas oceánicas donde comienza una sedimentación
esencialmente marina.
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Cadenas alpinas
Desde finales del Cretácico el movimiento relativo entre las placas de África y Europa, entre cuyas masas continentales se
situaba una cuenca marina con corteza oceánica, el Tethys, ha provocado el acercamiento entre éstas, consumiendo por
subducción la totalidad del fondo oceánico existente entre ambas, y provocando el cierre del Tethys y el choque entre las
masas continentales de ambas placas así como el de un conjunto de microplacas y bloques continentales que se extendían
entre ambos, entre las que se encontraba la microplaca Ibérica. Estos esfuerzos compresivos deformaron principalmente
las zonas donde la litosfera era menos gruesa, y como es de esperar esto coincide con las cuencas marinas mesozoicas, con
litosfera adelgazada, principalmente las que bordeaban Iberia por el norte y el sur. Como resultado se obtienen una serie
de materiales, en su mayoría de origen marino, plegados y formando las montañas alpìnas.
A lo largo de este período de tiempo, que se estima en unos 250 millones de años, se han formado en Iberia las cadenas
montañosas que conforman actualmente los relieves más acusados: Pirineos, Cordillera Bética, Cordillera Cantábrica,
Sistema Ibérico y las Cordillera Costero-Catalanas.
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Cadenas alpinas
Los Pirineos se forman por el choque entre la microplaca Ibérica y la placa Euroasiática, al quedar la primera comprimida
entre África y Europa, debido en parte a la propia dinámica de la apertura del océano Atlántico. La Cordillera Bética por
deformación y plegamientos de los materiales depositados en el Tethys y choque de la microplaca Apúlica, y el Sistema
Ibérico por deformación intraplaca, resultado del plegamiento de la litosfera como respuesta a la compresión que sufre
Iberia en sus márgenes.
Tras la formación de los principales relieves, los agentes geológicos externos, el agua, el viento, etc., han comenzado su
erosión, transportando los materiales desde las zonas más elevadas hasta cuencas intramontañosas y depresiones
interiores, o hacia las cuencas marinas.
Todos estos procesos han dado lugar al relieve que apreciamos hoy en la Península Ibérica.
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Cadenas alpinas
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Cuencas sedimentarias postalpinas
CUENCAS SEDIMENTARIAS POSTALPINAS
Después de la compresión producida por la orogenia alpina, toda Europa y en particular la Península Ibérica quedaron
sometidas a una etapa distensiva que motivó la formación de un conjunto de fosas de rift que se extienden desde el Rhin
en Alemania hasta el Mediterráneo occidental, en algunos casos con vulcanismo basáltico asociado.
Estas zonas deprimidas o cuencas terciarias se localizan por lo tanto alrededor y dentro de los orógenos alpinos y de los
distintos sistemas montañosos formados por la orogenia alpina y caracterizan gran parte del relieve emergido actual de la
Península. Concretamente en España, se dan dos tipos de cuencas sedimentarias postalpinas con morfología y evolución
diferente: las cuencas terciarias intramontañosas y las cuencas del sistema de rift:
Cuencas terciarias intramontañosas
Cuencas del sistema de Rift
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Cuencas sedimentarias postalpinas
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Cuencas sedimentarias postalpinas
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Márgenes continentales
MÁRGENES CONTINENTALES
Bordeando los terrenos emergidos de la Península se encuentran los márgenes continentales, que la separan de los
dominios de litosfera oceánica del Atlántico y Mediterráneo occidental.
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Márgenes continentales
El borde oeste y suroeste está delimitado por los materiales mesozoicos y terciarios que forman la plataforma continental
del margen atlántico. Se trata de un margen continental pasivo, que se formó como consecuencia de la apertura del
océano Atlántico, donde se registra cierta deformación asociada a la orogenia alpina.
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Márgenes continentales
Al norte se encuentran el margen cantábrico, que se formó como consecuencia de la apertura del Golfo de Vizcaya y que
posteriormente se vio afectado por la deformación alpina iniciándose un proceso de subducción, actualmente abortado.
Por su parte, el margen mediterráneo está caracterizado por la presencia de dos cuencas extensionales neógenas: la
Cuenca catalano-balear o surco de Valencia y el Mar de Alborán.
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Islas Canarias
ISLAS CANARIAS
Las Islas Canarias son un conjunto de islas volcánicas del sector NE del Atlántico Central, separado por un estrecho brazo
de mar del continente africano. El archipiélago cuenta con siete islas mayores (Tenerife, La Palma, La Gomera, El Hierro,
Gran Canaria, Lanzarote y Fuerteventura) y seis islotes (La Graciosa, Alegranza, Montaña Clara, Lobos, Roque del Este y
Roque del Oeste). Están orientadas en dirección E-O, situados entre 27º-30º N y 13º-19º O, a sólo 100 km. de la costa del
cabo Juby, del Sahara Occidental.
Por su origen y evolución íntimamente relacionados con la apertura y expansión del Atlántico Sur y el margen
noroccidental africano, el archipiélago canario no guarda ninguna relación con la evolución geológica de la Península
Ibérica. Se trata de las únicas islas volcánicas del territorio español de naturaleza oceánica, que presenta características
similares a otras islas oceánicas (islas Madeira, islas de Cabo Verde). Son la única región con vulcanismo activo.
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Islas Canarias
Desde el punto de vista geológico, el archipiélago se encuentra situado en la zona magnética tranquila (ausencia de
anomalías magnéticas) del margen pasivo africano. Su substrato es oceánico y se formó al separarse Africa de América a
lo largo de un sistema de rift (la actual dorsal medio atlántica). Es un buen ejemplo de vulcanismo oceánico intraplaca de
tipo alcalino.
Su origen es controvertido. Se trata de una construcción volcánica edificada a lo largo de una dilatada actividad volcánica
con emisiones de diverso tipo. Las islas se encuentran sobre la litosfera oceánica en el contacto entre ésta y la litosfera
continental de la placa africana. Se consideran dos hipótesis principales:
Algunos autores favorecen la hipótesis de que su formación se debe a una pluma mantélica o punto caliente
sobre el que se habría desplazado el margen africano.
Otros lo atribuyen a la dinámica de apertura del Atlántico. Durante la orogenía alpina, esta dinámica
provoca un acortamiento del margen africano (debido al freno en la velocidad de movimiento de la masa
continental africana sin que cesara la apertura del Atlántico) que origina el levantamiento de bloques a
través de fallas inversas que facilitan el ascenso de material astenosférico, la generación de magmas y la
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Islas Canarias
emisión por centros alineados según las directrices estructurales existentes, que son NE-SO y NO-SE.
Sea cual sea su origen, el hecho es que son resultado de una situación geodinámica singular, que afecta desde hace 40 Ma
a la zona de transición entre la litosfera continental del margen africano y la litosfera oceánica del oceáno Atlántico.
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Islas Canarias
Según criterios geomorfológicos, vulcanológicos y estructurales, las islas se dividen en tres grupos:
Islas del este o africanas. Lanzarote y Fuerteventura, cuyas manifestaciones volcánicas subaéreas tienen
edades superiores a los 20 Ma.
Islas centrales. Gran Canaria, Tenerife y La Gomera.
Islas del oeste o atlánticas. La Palma y El Hierro, más recientes, con edades que no superan los 3 Ma.
ESTRUCTURA VOLCÁNICA DE LAS ISLAS CANARIAS
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Islas Canarias
Las islas están formadas por dos complejos distintos:
Complejo basal de origen submarino. Constituye la corteza oceánica y está formado por numerosas
coladas basálticas superpuestas (pillowlavas), intercaladas con sedimentos oceánicos marinos (turbiditas),
que forman la base submarina de las islas y que sólo aflora en la isla de La Palma, Gomera y Fuerteventura.
La edad es muy variable de una isla a otra y va del Cretácico inf. al Mioceno medio. Estos complejos están a
su vez atravesados por numerosos diques e intrusiones plutónicas máficas y ultramáficas.
Edificios volcánicos de origen subaéreo. Son producto de las erupciones volcánicas que se inician en el
Mioceno y continúan en la actualidad y que han ido edificando las distintas islas tal como las vemos hoy.
Los edificios volcánicos subaéreos se apoyan sobre los complejos basales con discordancia angular y
erosiva.
La mayor envergadura de las islas de Tenerife y Gran Canaria podría indicar unas condiciones en profundidad favorables
a la generación y ascenso de magmas. Dentro de estas erupciones subaéreas se distinguen dos etapas clara” diferenciadas:
Etapa de tipo fisural. Predominan las efusiones basálticas alcalinas muy voluminosas y la formación de
volcanes en escudo. Durante el Mioceno, las erupciones subaéreas, tienen marcado carácter fisural y dan
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Islas Canarias
lugar a importantes volúmenes de materiales fluidos que forman en armazón de casi todas las islas (macizos
antiguos), con excepción de El Hierro y los islotes que son esencialmente del Cuaternario. Estas estructuras
han sufrido por lo general un intenso desmantelamiento.
Etapa de tipo puntual. Adquieren un gran desarrollo los términos intermedios y muy diferenciados y la
formación de edificios cónicos típicos. Las manifestaciones volcánicas más recientes son casi todas
basálticas y suelen estar bien conservadas formando conos de escorias aislados o agrupados en los
denominados “campos de volcanes”, a excepción del estrato-volcán Teide-Pico Viejo que con una altura de
3.718 m se ha formado por el apilamiento de distintas coladas de la Caldera de las Cañadas.
El vulcanismo se mantiene activo en el archipiélado, de forma que en las islas se contabilizan un total de 14 erupciones
desde finales del s. XV. Los materiales emitidos en estas erupciones han cubierto amplias superficies, se han canalizado
por algunos barrancos y en ocasiones, al alcanzar el mar, han modificado la línea de costa.
FORMAS DE MODELADO
Las formas de modelado de las Islas Canarias están influencias principalmente por las estructuras volcánicas, su litología y
el clima. La combinación de los distintos factores ha dado lugar a un evolución morfoclimática especial, donde aparecen
estructuras como calderas, barrancos, glacis, terrazas, acantilados, etc.
Por otra parte, el modelado litoral es muy intenso, aunque en algunas zonas las erupciones hayan interferido con éste. Las
costas aparecen definidas por grandes acantilados labrados sobre antiguos macizos y playas (menos numerosas) que
suelen disponerse en la desembocadura de los barrancos, a excepción de las de Lanzarote, Fuerteventura y Gran Canaria,
islas en las que la plataforma litoral que las rodea ha permitido la acumulación de arenas de origen marino.
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Evolución geológica
EVOLUCIÓN GEOLÓGICA
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El tiempo geológico
EL TIEMPO GEOLÓGICO
El tiempo es una abstracción que sólo se puede concretar llenándola de acontecimientos. La mejor demostración de ello es
que la unidad usual de medida del tiempo a la escala humana (el año), es un acontecimiento determinado: el tiempo de
traslación terrestre alrededor del Sol.
La Geología se encarga de estudiar los cambios que ha experimentado la Tierra a lo largo del tiempo, pero éstos son tan
lentos que normalmente no son observables en la escala del tiempo humana y aunque existen ciertos fenómenos
geológicos muy rápidos (sismos, erupciones volcánicas, desprendimientos, etc.), prácticamente carecen de importancia
desde el punto de vista global. Una comparación común es imaginar la edad de la Tierra como un día cosmológico: los
dinosaurios aparecen muy tarde, al anochecer (a las 22:42 horas), el ser humano, un minuto y medio antes de media noche
y la civilización, apenas menos de un segundo después. La escala de tiempo geológico fragmenta estos desiertos de
eternidades en unidades un poco más manejables.
Los cambios geológicos muy importantes, como la formación de cordilleras o los desplazamientos continentales, se
producen a un ritmo mucho más lento que se mide en crones o millones de años. El crón (106 años) es la unidad de
tiempo utilizada en Geología Histórica. Para poder usar con precisión esta unidad, tendríamos que saber si el período de
traslación terrestre ha cambiado significativamente desde el origen del Sistema Solar. Afortunadamente, parece que el año
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El tiempo geológico
no ha variado más de 3 ó 4 minutos durante el tiempo geológico.
GRANDES UNIDADES TEMPORALES
Se divide la gran extensión de tiempo desde la formación de la Tierra en tres grandes épocas o eones:
LA TIERRA ARCAICA. Edad de los Procariontes
Este período de tiempo representa el 45% de la historia de la Tierra, unos 2.000 millones de años, sin embargo los
afloramientos ocupan tan sólo el 3% de la superficie terrestre y están constituidos esencialmente por rocas metamórficas.
Los materiales arcaicos presentan una deformación intensa, los microcontinentes que comienzan a formarse presentan
intensa deformación en toda su masa, los orógenos son elípticos. Era un sistema muy energético, aunque con pulsaciones,
con un máximo muy acusado al final del Arcaico cuando la Tierra tiene ya grandes continentes surgiendo de una
hidrosfera tibia colonizada desde hace más de 1.000 m.a. por cianobacterias fotosintéticas, aunque se caracteriza por un
ausencia casi total de fósiles.
La vida aparece en la Tierra poco después de su formación. Durante este período está representada por organismos
procariotas (Reino Moneras - bacterias), si bien las últimas investigaciones indican que hace unos 2.500 millones años, los
seres eucariotas (Reino Protoctista - algas y protozoos esencialmente) ya estaban presentes.
LA TIERRA PROTEROZOICA. Edad de los experimentos multicelulares
Representa algo más del 45% de la historia de la Tierra, unos 1.930 millones de años y sus afloramientos en la superficie
terrestre son mucho más abundantes, constituyendo principalmente el núcleo de los grandes continentes, representandos
por rocas metamórficas, ígneas y sedimentarias.
Se conjugan una dinámica muy activa del manto (con grandes volúmenes de rocas magmáticas, metamórficas y
deformación intensa) con una litosfera con extensas zonas rígidas. Los continentes proterozoicos presentan deformación
dúctil en sus bordes, pero grandes fracturas ocupadas por sedimentos (aulacógenos) o por enjambres de diques o batolitos
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El tiempo geológico
en su interior. Alrededor de estos continentes se desarrollan grandes plataformas continentales, donde se depositaron gran
cantidad de materiales, algunos de los cuales han llegado hasta nuestros días sin sufrir grandes modificaciones.
En los cinturones móviles, que parecen ser las raíces de los orógenos modernos, continua el rápido crecimiento continental
de finales del Arcaico, proceso en el que se recicla gran parte de la corteza arcaica. Además existe un intenso magmatismo
no orogénico. Los orógenos son lineales.
Las conquistas evolutivas básicas de la biosfera se dan en este eón, hacia cuyo final, dicha biosfera parece estar creciendo
de forma explosiva, con representantes de todos los reinos (moneras, protoctistas, hongos, plantas y animales).
El clima presenta alternancia de períodos fríos y cálidos de forma muy irregular, siendo el extremo climático frío mucho
más intenso que los del Fanerozoico.
LA TIERRA FANEROZOICA. Edad de la diversificación multicelular compleja
PALEOZOICO
Al empezar el Fanerozoico el Pangea I se está fragmentando activamente, para volver a unirse unos 300 Ma
después para formar Pangea II, aunque no totalmente.
Desde el punto de vista orogénico, el reagrupamiento de Pangea II dio lugar a una serie de cadenas de
colisión: Caledónides, Hercínides, Urales, etc.
Climáticamente, es un período simétrico, enmarcado entre dos grandes glaciaciones (cámbrica y
permocarbonífera) y con una glaciación menor en el centro (ordovíco-silúrica). Los climas intermedios son
cálidos.
En la biosfera, a favor de una diversidad climática y geográfica, se produce una evolución espectacular.
MESOZOICO Y CENOZOICO
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El tiempo geológico
Durante el llamado ciclo alpino, el Pangea II se dispersa (la dispersión dura unos 140 Ma.), lo que produce
importantes acontecimientos orogénicos, unos por colisión de litoferaclastos (Cordillera Americana), otros
por choque de microplacas (Alpes), otros por colisiones bicontinentales (Himalaya) y otros por subducción
(Andes).
El clima alpino comienza con una regresión marina extrema y un clima muy árido, que evoluciona a
tropical-húmedo con la mayor transgresión marina conocida, terminando en una regresión y la mayor
glaciación del Fanerozoico.
La biosfera se diversifica al ritmo de la dispersión de los continentes y sufre renovación drástica al final
Paleozoico del Mesozoico (extinción pérmica y finicretácica).
UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS
A partir de las correlaciones entre varias series o secuencias estratigráficas, se pueden definir diversas unidades que sirvan
para encuadrar en ellas las conclusiones e interpretaciones conseguidas. Según que se atienda preferentemente al carácter
litológico, paleontológico o temporal, se establecen las unidades litoestratigráficas, bioestratigráficas y
cronoestratigráficas respectivamente. Además, relacionadas con éstas últimas, aunque sin referirse a las series
estratigráficas, se utilizan también las unidades geocronológicas, que sólo tienen en cuenta el tiempo absoluto.
Unidades litoestratigráficas. Son unidades establecidas a partir de los caracteres litológicos de la sucesión estratigráfica.
Son las más utilizadas ya que muestran una gran objetividad. La principal limitación que presentan, es su relativa
extensión lateral en el caso de correlaciones a grandes distancias. Como estas unidades están condicionadas por los
ambientes sedimentarios, al variar éstos lateralmente, en un mismo período de tiempo, hacen que varíen las características
litológicas y por ello, la extensión que abarca una misma unidad litoestratigráfica está siempre limitada en el espacio. De
menor a mayor categoría estas unidades se denominan: capa, miembro, formación –unidad básica- y grupo,
comprendiendo cada una de ellas a las anteriores.
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El tiempo geológico
Unidades bioestratigráficas. Son unidades establecidas a partir de las características paleontológicas que presentan las
rocas estratificadas. Son bastante objetivas, pues se fundamentan en la presencia física de los diferentes taxones. Las
ventajas que ofrecen están ligadas a los parámetros tiempo y espacio, pues al basarse en la evolución, no son repetitivas y
cubren un espacio que puede llegar a ser la totalidad de la superficie de la Tierra. La principal limitación consiste en que
están subordinadas a la presencia de fósiles por lo que cubren bien sólo el Fanerozoico y aún así, existen materiales
azoicos en los que no es posible realizar ninguna división bioestratigráfica. El término fundamental es la zona o biozona,
pudiendo presentarse varios tipos como acrozona, cenozona, etc.
Unidades cronoestratigráficas. Las unidades cronoestratigráficas dividen la Columna Estratigráfica basándose en el
tiempo y se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado, son por lo tanto unidades
materiales y tangibles (estratos). Es muy difícil en su descripción separarlas de las unidades geocronológicas; sin embargo
éstas no se consideran unidades estratigráficas propiamente dichas y son divisiones intangibles puramente temporales.
Ambas unidades son inferidas, ya que se deducen de observaciones previas realizadas. Son las unidades fundamentales, ya
que a través de ellas se llega a la finalidad del trabajo puramente estratigráfico, es decir, al encaramiento de las
observaciones dentro de la columna estratigráfica general y por lo tanto correlacionable en todo el mundo. Son las usadas
para el establecimiento de la escala de tiempo geológico.
UNIDADES GEOCRONOLÓGICAS Y UNIDADES CRONOESTRATIGRÁFICAS
Ya en el siglo XVIII los naturalistas de la época habían organizado divisiones del terreno (primarios, secundarios y
terciarios) que, aunque esencialmente litológicas, solían tener un cierto sentido temporal.
En las primeras décadas del s. XIX, los naturalistas europeos comenzaron a aplicar los principios definidos por Steno a las
series sedimentarias, organizando sucesiones locales de rocas que pronto se intentaron correlacionar a la escala de
continente. Las divisiones básicas se IIamaron eras y se dividían en sistemas y series. Los criterios para el
establecimiento de divisiones fueron tectónicos (presencia de discordancias o disconformidades), sedimentológicos
(cambio en el régimen de depósito) y paleontológicos (relevo importante de faunas fósiles).
El gigantesco trabajo de los estratígrafos del s. XIX resultó en una proliferación de escalas que en general sólo tenían un
valor regional. Aunque pronto se decretó la meta de conseguir una escala universal, hacia el final del siglo comenzó a
abundar la evidencia de que no había ningún acontecimiento geológico que sucediese en todo el mundo al mismo tiempo.
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El tiempo geológico
De esta forma fueron creciendo en paralelo dos escalas de la historia de la Tierra: una estratigráfica, para las rocas y su
fauna asociada, y otra cronológica, para el paso de un tiempo que no se sabía como medir. Las unidades
cronoestratigráficas se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado, por lo que son
unidades materiales (estratos), mientras que las unidades geocronológicas son divisiones puramente temporales,
intangibles (tiempo), aunque estén relacionadas con las primeras. La equivalencia entre las divisiones estratigráficas y las
cronológicas es la siguiente:
Divisiones
Divisiones
Cronoestratigráficas Geocronológicas
Eontema
Eón
Eratema
Era
Sistema
Período
Serie
Época
Piso
Edad
Cronozona
Zona
Si muchas de estas divisiones no son universales, ¿cómo se ha podido llegar a una escala cronoestratigráfica única?. La
respuesta es que la moderna escala de tiempos geológicos es una suma generalizada de acontecimientos geológicos
planetarios (los menos), continentales (algunos) y regionales (la mayoría).
La política de la Unión Internacional de Sociedades Geológicas (IUGS) es la de establecer los llamados Estratotipos
Globales de Límites, como concreciones materiales del paso de unas unidades estratigráficas a otras. Sin duda los límites
son reales sólo en determinados puntos de la Tierra, en el resto, sólo son una fecha que no coincide con ningún
acontecimiento geológico específico.
De este modo, la historia geológica de la Tierra se ha dividido en distintas unidades. Normalmente el uso de unas u otras
dependerá del tipo de investigación y los objetivos a alcanzar. Lo más normal es usar las unidades geocronológicas, para
las grandes divisiones, que ordenadas de mayor a menor son: eones, eras, períodos, épocas, y la estratigráficas para las
divisiones de menor rango, que de mayor a menor son: series, pisos, zonas.
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El tiempo geológico
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El eón es la unidad geocronológica de mayor intervalo en la escala de tiempo geológico. Se distinguen tres eones:
Arcaico, abarca desde hace unos 3.800 m.a. hasta 2.500 m.a.; Proterozoico, desde 2.500 m.a. hasta 570 m.a. y
Fanerozoico, que se extiende desde hace 570 m.a. hasta la actualidad. Eontema es la unidad superior
cronoestratigráfica, aunque no se suele utilizar, pues debido a su magnitud no es útil como división de estratos.
Los eones, a su vez, se dividen en eras (u.g.) o eratemas (u.c.), definidas a partir de grandes discordancias que
señalan el inicio de distintos ciclos orogénicos. Así, el Fanerozoico lo integran tres eras geológicas que son:
Paleozoica, desde 570-245 m.a; Mesozoica, desde 245-65 m.a.; Cenozoica, desde 65 m.a. hasta la actualidad.
Las eras del Fanerozoico, a su vez, se dividen en períodos (u.g.) o sistemas (u.c). Están basados en estratos que
afloran en diversos países europeos y en EE.UU., dónde se desarrolló el trabajo estratigráfico de clasificación. Los
nombres se refieren a su origen geográfico y en algún caso, a características específicas de los estratos, como la
litología.En castellano, se utiliza la terminación –ico para los sistemas (Jurásico, Ordovícico, Cretácico, etc.). Por
otro lado, el sistema llamado Terciario engloba a los sistemas Paleógeno y Neógeno de la escala actual.
Las series desde un punto de vista estratigráfico, se traducen como inferior, medio y superior, aunque desde un
punto de vista meramente cronológico (épocas) sería preferible traducir como inicial, medio y final.
El piso es la unidad fundamental en cronoestratigrafía. Consiste en un conjunto de rocas estratificadas que se han
formado durante un intervalo de tiempo determinado. Ha de estar muy bien definido, por lo que es imprescindible
que esté referido a una sección tipo. No obstante, el problema principal estriba en la determinación de sus límites,
por lo que se tiende a definir los estratotipos de los límites del piso. En la terminología en castellano se suele
utilizar la terminación -ense para los pisos (Cenomaniense, Turonense, etc.). Normalmente se denomina con el
nombre geográfico donde está establecido el estratotipo. La unidad geocronológica correspondientes es la edad y
su denominación es la misma que la del piso equivalente.
La cronozona son los estratos depositados durante el tiempo de existencia de una taxón determinado, aunque no
esté presente de forma física. La denominación de esta unidad se realiza añadiendo a la palabra cronozona, el
nombre de la especie que lo caracteriza. La unidad geocronológica correspondiente, la crono, se denomina de la
misma forma.
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El tiempo geológico
Introducción | Ayuda | Hercínico | Alpino | Cuencas | Márgenes | Canarias | Evolución
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Mapas paleogeográficos
MAPAS PALEOGEOGRÁFICOS CENTRADOS EN EL ATLÁNTICO NORTE
En los siguientes mapas paleogeográficos se muestra la evolución de la zona del Atlántico Norte.
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Mapas paleogeográficos
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Mapas paleogeográficos
Imágenes tomadas de The Global Earth History pages by Ron Blakey at Northern Arizona University. http://vishnu.glg.nau.edu/rcb/globaltext.html
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Macizo Ibérico
MACIZO IBÉRICO O HESPÉRICO
También llamado Meseta por los geógrafos, es el principal macizo hercínico de la Península y ocupa aproximadamente su
mitad occidental.
Durante la mayor parte del Paleozoico, la región estuvo bajo el nivel del mar, con depósito de materiales muy variables en
litología y potencia según las zonas y la edad. La orogenia hercínica deformó el conjunto de estos materiales,
fundamentalmente en el Carbonífero superior . Dicha orogenia produjo la emersión de toda la unidad que desde finales del
Paleozoico ha permanecido básicamente emergida y en la que han predominado los procesos de erosión, dejando al
descubierto zonas muy profundas de la corteza que han permitido deducir algunas de las características del Orógeno
Varisco o Hercínico.
Teniendo en cuenta la edad del macizo (más de 200 Ma), actualmente debería estar en su mayor parte erosionado por los
agentes geológicos, sin embargo hoy podemos observar en este algunos sistemas montañosos que han sido resultado de la
evolución postpaleozoica, formados durante la etapa compresiva alpina que reactivó fallas posthercínicas que dieron lugar
al levantamiento diferencial de algunos bloques, destacando la Cordillera Cantábrica, el Sistema Central y los Montes de
Toledo.
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Macizo Ibérico
Está constituido por una zona central o interna que constituye el núcleo de la cordillera, con rocas muy plegadas y
fracturadas y donde la deformación se extiende hasta zonas profundas y unas zonas externas, a ambos lados de la anterior,
con deformación débil que afecta tan sólo a las rocas más superficiales, donde la mayor parte de las rocas son de origen
sedimentario.
El Macizo Ibérico se puede dividir en 5 zonas o bandas paralelas, de orientación general NO-SE, que representan distintos
dominios estructurales con grados de deformación diferentes: zona cantábrica, zona astur-occidental-leonesa, zona
centroibérica, zona de Ossa-Morena y zona surportuguesa.
La estructura del macizo presenta cierta simetría o bilateralidad. Las zonas más externas ocupan los extremos (zona
cantábrica al norte y surportuguesa al sur), donde la deformación afecta a niveles superficiales de la corteza y hay ausencia
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Macizo Ibérico
generalizada de metamorfismo y magmatismo. Las zonas más internas (zona astur-occidental-leonesa, centroibérica y
ossa-morena), con rocas del Precámbrico y Paleozoico inferior, presenta mayor deformación cortical, alcanzando al manto
litosférico y presencia generalizada de metamorfismo y magmatismo, características más acentuadas hacia el centro del
macizo o núcleo del orógeno. Además las vergencias de las estructuras plegadas son en sentido opuesto en cada una de las
dos partes de la cordillera, hacia el NE en la parte norte y hacia el SO en la parte sur, con una migración centrífuga de la
deformación desde las zonas internas del macizo hacia las zonas externas.
Todo esto permite agrupar a las cinco zonas del macizo en dos ramas, la rama N, que comprende la zona cantábrica, zona
astur-ocidental leonesa y la parte adyacente de la zona centroibérica (Galicia-Guadarrama) y la rama S, formada por la
zona Surportuguesa y la parte S de la zona de Ossa-Morena. Entre ambas ramas hay una zona de vergencias indefinidas,
aunque la mayoría de los autores lo engloban en la rama N, por lo que ésta presenta mayor extensión. La rama N presenta
mayor desarrollo del metamorfismo y plutonismo, mientras que en la S abunda más el vulcanismo y la sedimentación de
tipo culm (similares a los flysch alpinos). Las diferencias metalogenéticas son también importantes entre las dos ramas.
ZONA CANTÁBRICA
Presenta la serie estratigráfica más completa con sedimentos que abarcan desde el Precámbrico superior hasta el Pérmico.
Estos materiales son en su mayor parte rocas sedimentarias de aguas poco profundas depositadas en una plataforma hasta
comienzos del Carbonífero; durante éste periodo, el progresivo levantamiento del orógeno provocó una fuerte subsidencia
en las zonas externas de la cordillera, lo que favoreció la acumulación de espesores importantes de sedimentos (6.000 m),
en gran parte procedentes de la erosión de la cordillera que se estaba levantando, donde se incluyen las potentes series de
carbón que se explotan actualmente, formadas en cuencas parálicas con alta subsidencia (cuenca carbonífera central
asturiana) del borde de la cordillera o en otras más pequeñas y límnicas, intramontañosas, desarrolladas alrededor de las
anteriores.
Estos materiales, despegados del sustrato Precámbrico, se fueron plegando y fracturando al ser empujados hacia la parte
frontal de la cordillera a medida que la deformación avanzaba, formando las series de pliegues y cabalgamientos
(tectónica epidérmica) que se observan hoy. Se trata de una deformación que sólo afecta a la parte más superficial de la
corteza y que se caracteriza por la falta de metamorfismo y magmatismo, reflejando que estas áreas constituían las zonas
más externas de la cordillera.
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Macizo Ibérico
ZONA ASTUR-OCCIDENTAL-LEONESA
En esta zona afloran materiales precámbricos, cámbricos, ordovícicos y silúricos. Hay un gran desarrollo de los
sedimentos del Paleozoico inferior en facies profunda, pero una casi total ausencia de sedimentos del Paleozoico superior.
Presenta grandes pliegues y cabalgamientos, así como un metamorfismo de epi a mesozonal.
Esta zona está limitada por dos anticlinorios en cuyos centros aflora el Precámbrico: al este por el anticlinorio del Narcea
(de tipo pizarroso) y al oeste por el anticlinorio del "Ollo del sapo" (de tipo porfiroide). En la parte oriental están plegados
en una serie de pliegues asimétricos con buzamiento hacia el E, mientras que en la parte más occidental llegan a formar
pliegues tumbados de grandes dimensiones (manto de Mondoñedo, en cuyo núcleo aflora el Precámbrico). A diferencia de
la zona anterior, aquí la deformación ha estado acompañada de metamorfismo generalizado que afecta a todas las rocas
que afloran en la zona. Los granitoides son escasos en la parte oriental, mientras que en la occidental son más abundantes.
ZONA CENTRO-IBÉRICA
Se trata de una zona algo heterogénea con metamorfismo variable que llega al de grado alto y alcanza su máximo hacia el
NO (Galicia y norte de Portugal). Su principal característica es la abundancia de granitoides (granitos y rocas plutónicas
afines), que son anteriores y posteriores a la orogenia hercínica, con edades comprendidas entre los 500 y los 280 Ma.
La deformación que se registra en esta zona sugiere que se localizaba en la parte más interna o núcleo de la cordillera. Los
pliegues, muy abundantes, tienen por lo general ejes de dirección NO-SE. Se ha interpretado como un área de sutura, ya
que la presencia de ofiolitas indica que tuvo lugar una colisión continente-océano.
Se pueden diferenciar dos grandes subzonas:
Zona de Galicia-Tras-Os-Montes. Representan su extremo NO y destaca la presencia de complejos de
rocas básicas y ultrabásicas afectadas por un metamorfismo de alta Tª y P, distinto del metamorfismo que
afecta al resto de la zona. Estas rocas, que se formaron en niveles profundos de la corteza, afloran por el
intenso plegamiento y erosión posterior de los materiales que las cubrían. Se encuentran cabalgado sobre el
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Macizo Ibérico
resto de la zona centroibérica.
Autóctono de la Zona Centroibérica. Dentro de esta zona se encuentra el Macizo Central, que abarca
varios macizos menores que, de Oeste a Este, son: Gredos, Guadarrama, Somosierra y Jadraque. Esta zona
se caracteriza por la presencia de grandes batolitos de granitoides recubiertos por rocas metamórficas. Su
elevación actual se debe a la tectónica de distensión reciente, correspondiendo a un gigantesco y complejo
horst.
Más al S, lindando con Sierra Morena, en el Ordovícico y Silúrico aparecen asociadas rocas volcánicas
básicas, donde se encuentran las mineralizaciones de cinabrio de Almadén, que es el principal yacimiento
del mundo de este mineral. Presenta pliegues laxos, esquistosidad local y metamorfismo débil. Existen
varias cuencas estefanienses (Carbonífero superior), como la de Puertollano, de carácter postectónico.
En relación con los plutones graníticos y sus cortejos filonianos aparecen importantes yacimientos metálicos: en Galicia
aparece estaño, wolframio y pequeñas concentraciones de plomo, molibdeno, cobre, oro y algunas tierras raras; en Cáceres
hay uranio y sulfuro de plomo; por último, en el batolito de los Pedroches, que sirve de límite entre esta zona y la de OssaMorena, aparecen los yacimientos de plomo de Linares-La Carolina; así como pequeñas explotaciones de cobre, bismuto,
uranio, wolframio y estaño.
ZONA DE OSSA-MORENA
Está limitada al NO con la zona anterior, por el SE con el cabalgamiento de Ficalho y por el Sur con la banda metamórfica
de Aracena, y las fallas que continúan por este borde alcanzando la depresión del Guadalquivir.
Incluye terrenos que van del Precámbrico al Carbonífero. Se caracteriza por la gran extensión de los afloramientos del
Precámbrico y Cámbrico, por un metamorfismo generalizado y por el notable desarrollo de cuerpos intrusivos (incluyendo
rocas básicas) y vulcanismo, así como por las intensas deformaciones (plegamientos y cabalgamientos), que son
principalmente del Carbonífero inferior. La estructura presenta por lo general vergencia SO (opuesta a la de la zona asturoccidental-leonesa).
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Macizo Ibérico
Los materiales precámbricos constituyen el núcleo de los anticlinales y comprende en su parte inferior rocas metamórficas
de grado medio y alto y la zona superior materiales areniscosos y lutíticos muy potentes, con metamorfismo de intensidad
variable.
El Paleozoico es también muy potente, con rocas sedimentarias marinas de menos a más profundas. Estos materiales están
localmente metamorfizados y presentan coladas volcánicas de importancia.
En relación con episodios de vulcanismo intercalados en la serie estratigráfica, aparecen mineralizaciones de blenda, pirita
y galena. Ligados con el plutonismo y el cortejo filoniano existen yacimientos de plomo, cobre, plata, cinc, fluorita,
baritina y magnesita.
ZONA SURPORTUGUESA
Está separada de la zona anterior por rocas de origen oceánico que sugieren la presencia de una zona de sutura.
Está constituida por materiales paleozoicos de litología mucho menos variada que los de las zonas anteriores, entre los que
destaca una alternancia rítmica muy potente de cuarcitas y pizarras con metamorfismo de grado bajo.
Son por lo general sedimentos marinos profundos del Silúrico-Carbonífero inferior, con abundantes materiales volcánicos
(lavas y rocas piroclásticas) intercalados, que han dado origen a yacimientos de sulfuros (franja piritífera), como el de
Riotinto, Tharsis, Aznalcóllar, etc., que contienen cerca de las 3/4 partes de las reservas mundiales conocidas de pirita.
Estos materiales fueron deformados durante el Carbonífero superior, originándose pliegues apretados, escamas y
cabalgamientos. Su vergencia es hacia el SO.
Al igual que en la zona cantábrica, ésta ocupaba una posición externa en el orógeno, ya que presenta deformación
superficial (corteza superior), no presenta metamorfismo y el magmatismo es muy escaso.
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Macizo Ibérico
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Cadena pirenaica
CADENA PIRENAICA
Comprende el núcleo o Zona Axial de los Pirineos, la Cordillera Costera Catalana y Menorca.
Algunos autores sostienen que se por su posición se trata de una prolongación de la Zona Astur-Occidental-Leonesa del
Macizo Ibérico, no obstante, presenta diferencias notables.
ZONA AXIAL DE LOS PIRINEOS
Está formada por rocas cuya edad abarca desde el Precámbrico hasta el Carbonífero superior, distribuidas en diferentes
macizos individualizados por grandes fallas. Los materiales precámbricos son ortogneises, mientras que los paleozoicos,
discordantes sobre los anteriores, suelen dividirse en dos conjuntos: paleozoico inferior (Cámbrico-Silúrico), de carácter
detrítico y depositado a gran profundidad (turbiditas) y Paleozoico superior (Devónico-Carbonífero), con sedimentos de
menor profundidad y más variados (calizas arrecifales, series parálicas y lagunares, etc.).
El plegamiento de esta zona se produjo durante la orogenia hercínica, en el Carbonífero (Westfaliense-Estefaniense) y
además de incluir grandes mantos de corrimiento, también produjo un metamorfismo intermedio de baja presión, así como
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Cadena pirenaica
el emplazamiento de grandes plutones graníticos. Los materiales estefanienses y pérmicos se depositaron en etapas de
fracturación postorogénicas, abundando las molasas y vulcanitas.
Esta zona forma el basamento del Pirineo y aflora en la parte central y más elevada. En ambos lados se sitúan los
materiales mesozoicos y cenozoicos, que junto con esta zona, fueron plegados durante la orogenia alpina.
CORDILLERA COSTERO-CATALANA
Posee también un substrato hercínico con materiales cuya edad abarca desde el Precámbrico hasta el Carbonífero inferior,
formado por rocas detríticas, con rocas volcánicas interestratificadas, rocas metamórficas e intrusiones plutónicas.
Actualmente, estas cadenas aparecen fracturadas en grandes bloques como consecuencia de las deformaciones alpinas y
más recientes.
MENORCA
Está próxima desde el punto de vista geológico a la Cordillera Costero Catalana por tener un Paleozoico muy similar y de
gran desarrollo. Este Paleozoico está constituido por materiales cuya edad abarca desde el Silúrico superior hasta el
Carbonífero inferior, fundamentalmente sedimentos de aguas profundas. Están afectados por la orogenia hercínica, pero su
metamorfismo es escaso o nulo.
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Cordillera Bética
CORDILLERA BÉTICA
Frecuentemente denominada Cordilleras Béticas, es en sentido geográfico, el conjunto de montañas que se extienden desde el
Golfo de Cádiz hasta las costas meridionales del País Valenciano y Baleares. Al N está limitada por la cuenca del Guadalquivir
y por el borde meridional del Macizo Ibérico y Sistema Ibérico, mientras que en el borde S se localiza el mar de Alborán. Sin
embargo, al igual que ocurre con el Pirineo, en sentido geológico, se extiende más allá de los límites geográficos,
prolongándose hacia el S por debajo del mar de Alborán y hacia el NE parte de sus estructuras se continúan sin interrupción por
el fondo del Mediterráneo y parte del promontorio balear hasta la isla de Mallorca.
La Cordillera Bética, junto con la Cordillera del Rif (N de África) forman el segmento más occidental del orógeno alpino
mediterráneo. Estas dos cordilleras se encuentran actualmente separadas por la cuenca neógena de Alborán y se localizan entre
dos zócalos hercínicos, el Ibérico al norte y el africano al sur.
Al igual que el Pirineo, esta cadena se formó como consecuencia del régimen compresivo que comenzó a finales del Cretácico
y que afectó principalmente a los bordes N y S de la placa Ibérica. Sin embargo, a diferencia del Pirineo, su estructura y
evolución posterior es mucho más compleja, ya que esta cadena resulta de la interacción de dos grandes placas y de un bloque
continental (microplaca de Alborán, actuales Zonas Internas) que se desplaza hacia el O y que finalmente colisiona contra los
márgenes mesozoicos de Iberia y NO de África, formando la Cordillera Bético-Rifeña.
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Cordillera Bética
A nivel cortical, el hecho más destacable es que no se detecta una raíz notable bajo la cordillera como ocurre con otros
orógenos alpinos, ya que aunque se observa cierto engrosamiento de la corteza, no se superan en ningún caso los 40 km. La
falta de una raíz cortical y litosférica clara puede explicarse si se supone que lo que observamos hoy es sólo una parte de una
gran orógeno que se localizaba más al E y que por una serie de procesos geodinámicos fue parcialmente desmembrado, de
forma que parte de este orógeno estaría sumergido bajo el mar Mediterráneo. Otro hecho destacable es el rápido
adelgazamiento que se observa hacia la zona costera donde el espesor de la corteza se sitúa en torno a los 20-22 km,
continuándose el adelgazamiento hacia el interior de la cuenca de Alborán, donde se alcanzan valores mínimos en torno a los
15 km.
Este concepto de dominio cortical, así como los criterios petrológicos y estructurales, ha llevado a distinguir tanto en la
Cordillera Bética como en el Rif dos grandes zonas o dominios diferenciados y separados por un contacto tectónico, que tienen
además un origen paleogeográfico distinto:
Dominio Sudibérico o Zonas Externas. Son distintas en ambas cordilleras y están formadas por materiales
mesozoicos y cenozoicos cabalgados y plegados sin metamorfizar, que se corresponden con los sedimentos de la
cuenca marina que existía.
Dominio de Alborán o Zonas Internas. Compuestas por un apilamiento de mantos de corrimiento con
materiales esencialmente metamórficos, cuyo origen está relacionado con la migración de la microplaca apúlica o
de Alborán, localizada más al E.
Además de estas grandes zonas se diferencian:
Surco de los Flyschs del Campo de Gibraltar, al que no se le atribuye la entidad de "dominio" por
desconocerse el tipo de corteza sobre la que se sitúa. Es común a ambas cordilleras, continuándose a ambos lados
del Estrecho de Gibraltar.
Depresiones terciarias postorogénicas. Están rellenas de materiales neógeno-cuaternarios, producto de la
erosión de los relieves circundantes. Se diferencian cuencas marginales a la cordillera (Depresión del
Guadalquivir) y otras intramontañosas (Depresión de Granada, Guadix-Baza, Almería-Sorbas, Vera-Cuevas de
Almanzora y Murcia principalmente).
Vulcanismo neógeno-cuaternario. Está representado en la zona de Cabo de Gata y corresponde a
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Cordillera Bética
manifestaciones volcánicas postorogénicas relacionadas con la tectónica reciente.
ZONAS EXTERNAS O DOMINIO SUDIBÉRICO
Son materiales mesozoicos y cenozoicos, en su mayoría de origen marino, depositados en una cuenca sedimentaria en el borde
continental del S de Iberia, con carácter geosinclinal y con sedimentación hasta el plegamiento alpino. Ocupan una gran
extensión en la cordillera y representando un intervalo de tiempo que va desde el Trías hasta el Mioceno.
Presentan una estructura caracterizada por un despegue generalizado entre el zócalo (paleozoico hercínico) y la cobertera
deformada (pliegues, fallas y mantos de cabalgamiento), en los que el Trías arcilloso-evaporítico actúa como material de
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Cordillera Bética
despegue y los cabalgamientos tienen vergencia general hacia el N. El zócalo paleozoico no aflora, permaneciendo a una
profundidad de 5-8 km y constituido por materiales análogos al Macizo Ibérico. Reconstruyendo la posición original de las
unidades se estima una cuenca origen con una extensión horizontal 2-3 veces mayor que la actual.
Se observan deformaciones de diferente edad. Durante el Jurásico se produce una inestabilidad tectónica que produce la
compartimentación de la cuenca en zonas morfológicamente diferenciadas. Durante el Cretácico se inician los cabalgamientos,
que continúan durante el Paleógeno. La última y principal etapa de la deformación se produce en el Mioceno, dando lugar al
levantamiento general de la cordillera.
Según la naturaleza de los materiales y el grado de deformación se diferencian dos zonas bien diferenciadas:
Prebético, con facies depositadas en medios someros, que durante el Mesozoico representaba la zona más
cercana al continente, constituido por el Macizo Ibérico.
Subbético, de facies pelágicas a partir del Lías medio, que representa la zona de depósito marino más alejada del
continente, con materiales de cuenca oceánica y eventualmente rocas volcánicas efusivas durante el Mesozoico.
Entre ambos se reconocen en algunas zonas las Unidades Intermedias, correspondientes a los materiales del
talud continental, con facies por lo general de tipo turbidítico, ligadas al depósito en abanicos submarinos y que
localmente pueden alcanzar espesores considerables. Tienen características propias con importantes variaciones
laterales, cabalgando sobre el Prebético y cabalgados por el Subbético.
ZONA PREBÉTICA
Es la más septentrional, situada inmediatamente al S del Paleozoico de Sierra Morena. Su mayor desarrollo lo alcanza al E,
entre Jaén y Alicante (sierras de Cazorla, Segura y las Villas, Alcaraz, Hellín...) y en las Baleares (Mallorca e Ibiza). Hacia el
O, entre Jaén y Cádiz, está poco desarrollada, quedando cubierta por los mantos subbéticos y por el Mioceno del valle del
Guadalquivir. Sus materiales mesozoicos presentan en algunas zonas características estratigráficas comunes con los del Sistema
Ibérico, estableciéndose su límite por la dirección dominante de los ejes de los pliegues.
Durante la mayor parte de su historia geológica constituyó un dominio de plataforma adyacente al continente, con depósito
predominante de materiales carbonatados. A esta plataforma accedieron sedimentos terrígenos procedentes del continente
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Cordillera Bética
(Macizo Ibérico) que en algunos puntos pudieron expandirse por la mayor parte del dominio. En función de su cercanía al
continentes se diferencian dentro de esta zona una parte más externa y otra más interna:
Prebético externo. Es la zona más próxima al continente, con más influencia de éste en forma de aportes
terrígenos y que a partir del Cretácico estuvo en su mayor parte emergida.
Prebético interno. Representa la zona más alejada del continente, con menos influencia de terrígenos. Tiene
sedimentación marina desde el Lías inferior hasta el Cretácico superior. La potencia de los materiales son aquí
mayores que en la zona externa, lo que indica además un aumento de la subsidencia hacia las zonas más internas
de la plataforma.
En general, sus sedimentos mesozoicos son de facies de plataforma poco profunda, ya que esta zona debió de
corresponder al borde meridional de la Meseta, por lo que presenta episodios detríticos frecuentes en el Cretácico
inferior y niveles marinos someros y costeros. El Paleógeno está poco representado, siendo principalmente
Eoceno marino. En las partes más próximas al continente aparecen episodios de sedimentación continental o de
interrupción sedimentaria debido a emersiones. El Mioceno es ya claramente postorogénico, discordante sobre
todo lo anterior, marino o salobre hacia el Este y continental hacia el Oeste, hasta enlazar con el valle del
Guadalquivir, donde vuelve a ser marino.
La región del Algarve portugués presenta características muy parecidas a la zona prebética, con un Mesozoico prácticamente
idéntico y que se considera su continuación.
Litológicamente dominan las calizas y dolomías en el Jurásico y Cretácico y los materiales detríticos (areniscas y lutitas) en el
Triásico y parte del Cretácico.
El plegamiento principal tuvo lugar durante el Mioceno, con un estilo tectónico alpìno con predominio de pliegues agudos y
vergentes hacia el N, con abundantes escamas tectónicas, cabalgamientos y fallas, sin que existan grandes mantos de
corrimiento. Son frecuentes los diapiros del Triásico superior y las inyecciones sa!inas en los núcleos de los pliegues y en las
escamas.
ZONA SUBBÉTICA
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Cordillera Bética
Ocupa una posición intermedia que alcanza su mayor desarrollo hacia el O, mientras que hacia el E pierde importancia, pues
queda cubierta por los mantos de las Zonas Internas y el Neógeno de la cuenca de Murcia.
En toda esta zona no aflora el Paleozoico y el Mesozoico está representado a partir del Lías medio por sedimentos, en general
de facies pelágicas y profunda, semejantes a los del geosinclinal del Tethys, del que constituiría el extremo más occidental. Son
por lo general materiales marinos alejados de costa, con poca o nula influencia detrítica continental, representados en su mayor
parte por margocalizas y margas, en muchos casos constituidos mayoritariamente por multitud de microorganismos
(foraminíferos y radiolarios), con intercalaciones esporádicas de rocas volcánicas básicas procedentes de erupciones
submarinas. Se detecta aquí una evolución estratigráfica y paleogeográfica equivalente a la de los márgenes continentales
pasivos.
Aparecen dentro del Subbético tres zonas, que están claramente diferenciadas en el Jurásico, donde se observan dentro de la
cuenca marina una serie de surcos y umbrales debidos a fracturaciones en el zócalo, relacionadas con la localización hacia el S
de una zona de rifting. Estas zonas, son de más cercanas a más lejanas respecto al continente:
Subbético externo o septentrional. Zona de umbral, con escasa subsidencia y desarrollo de calizas nodulosas
con facies ammonítico rosso (pelágicas poco profundas).
Subbético medio. Zona de surco, con alta subsidencia y desarrollo de potentes facies pelágicas profundas, como
margas radiolariticas, calizas con sílex y turbiditas calcáreas.
Subbético interno o meridional. Zona de umbral con escasa subsidencia, muy pelágicas y poco profundas, con
desarrollo de ammonítico rosso. Dentro de esta zona algunos autores consideran una porción occidental
netamente diferente de las demás, el Penibético, un dominio meridional con facies pelágicas e importantes
lagunas estratigráficas en el borde del margen de las Zonas Externas.
A partir del Cretácico inferior, la morfología de la cuenca se vuelve más uniforme y el tipo de sedimentación también, siendo
muy frecuentes las facies de tipo margoso y calizo-margoso. Es muy notoria la inestabilidad de la cuenca durante el Cretácico
inferior, con el desarrollo de brechas y pliegues intraformacionales. Estas condiciones perduraron con escasas variaciones
durante el Paleógeno, también marino, pelágico y margoso. En el Oligoceno superior-Mioceno, se produce el plegamiento
alpino y las facies, aunque marinas, denotan menor profundidad y condiciones regresivas.
Su estilo tectónico es de grandes mantos cabalgantes hacia el N, superpuestos entre sí y cabalgando sobre el Prebético o el
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Cordillera Bética
Neógeno de la antefosa del Gualdalquivir, que en algunos casos llegan a alcanzar superposiciones tectónicas plurikilométricas;
también son frecuentes los pliegues y las fracturas. El plegamiento y desarrollo de los mantos se dio durante la orogenia alpina
(Oligoceno superior - Mioceno superior), aunque tuvieron lugar otras etapas de deformación anteriores. Durante la
sedimentación miocénica se emplazaron los mantos de tal manera que, aunque en una etapa inicial pudieron cubrir al Mioceno
a modo de gigantescos olitostromas, éstos quedan cubiertos y fosilizados por el Mioceno más terminal, ya postorogénico.
El Subbético aparece disectado por accidentes transcurrentes de gran salto en dirección que son los responsables, en gran parte,
de la notable fragmentación y discontinuidad tectónica que muestran sus materiales.
ZONAS INTERNAS O DOMINIO DE ALBORÁN
También denominada Zona Bética s.s. Ocupa la posición más meridional y se extiende desde Estepona (Málaga) por el O hasta
el cabo de Santa Pola, entre Murcia y Alicante, por el E.
El dominio paleogeográfico origen de las Zonas Internas, se encontraba más al este, formando parte, de forma general, de la
microplaca de Alborán. Al irse cerrando el Paleotethys, esta microplaca desgajada del NE de África, fue migrando hacia el E
lateralmente gracias a movimientos transformantes.
En las Zonas Internas aparecen materiales paleozoicos que provienen de la microplaca de Alborán. Dicho paleozoico, plegado
inicialmente durante la orogenía hercínica, fue reactivado durante la orogenia alpina, donde formó tres grandes conjuntos,
constituidos por materiales fundamentalmente paleozoicos, que se manifiestan en mantos de cabalgamiento superpuestos, pero
desarrollados y emplazados en la orogenia alpina: Complejo Nevado-Filábride, Complejo Alpujárride y Complejo Maláguide,
algunos autores consideran independientemente a las Unidades de la Dorsal y Predorsal. En algunos casos han sufrido
desplazamientos de varios centenares de kilómetros.
Las Zonas Internas presentan un Mesozoico reducido y por lo general corresponden a los materiales sedimentarios depositados
alrededor o en la microplaca de Alborán, durante su etapa de migración y emplazamiento. El Triásico de esta zona es diferente
al resto de la cordillera ya que su parte basal es detrítica (facies germánica), pero el resto es dolomítica, más parecido a las
facies alpinas. El Jurásico y Cretácico son de facies carbonatadas. En general, faltan sedimentos del Paleógeno, a excepción de
algunos retazos del Eoceno discordantes sobre los mantos. El Neógeno (especialmente el Mioceno superior) es ya
postorogénico y fosiliza los mantos. Se presenta como retazos más o menos extensos en el interior (cuencas interiores), o como
una orIa costera continua, que en la región del Cabo de Gata está asociada con efusiones volcánicas.
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Cordillera Bética
El metamorfismo regional del ciclo alpino afecta a los materiales paleozoicos y en algunos casos al Trías, lo que unido a las
importantes deformaciones alpinas, hace que su historia se difícil de desvelar..
Con base en la posición tectónica y el grado de metamorfismo, se han delimitado tres grandes unidades o complejos que
corresponden a tres grandes mantos de cabalgamiento, con frecuentes mantos dentro de ellos. En orden de superposición del
más profundo al más superficial, son los siguientes:
COMPLEJO NEVADO-FILÁBRIDE
Aflora en el núcleo de Sierra Nevada y la Sª de los Filabres y consta de rocas metamórficas (micasquistos grafitosos con
cuarcitas intercaladas, anfibolitas, gneises y mármoles) muy deformadas y con esquistosidad generalizada, con varios mantos
de corrimiento que producen duplicaciones tectónicas, atribuidas al Paleozoico superior y localmente hasta el Triásico.
Aparecen mineralizaciones de óxidos de hierro (minas de Alquife) en los mármoles y de cobre y plomo.
COMPLEJO ALPUJÁRRIDE
Alcanza su mayor desarrollo en las Alpujarras, aunque también está muy desarrollado en la serranía de Ronda (Rondaides),
donde presenta intrusiones de rocas ultrabásicas (peridotitas) procedentes de una antigua dorsal oceánica. Por lo general está
constituido por filitas y micasquistos que han sufrido varias etapas de metamorfismo. Se ha atribuido al Precámbrico y
Paleozoico, llegando en algunas zonas ha desarrollarse un Triásico muy potente representado por calizas y dolomias
depositadas en medios marinos someros con frecuentes episodios de llanuras de mareas y laggon. Constituye un gran manto de
corrimiento que cabalga sobre el Complejo Nevado-Filábride, con una estructura interna muy compleja, con diversas unidades
dentro de él, que cabalgan unas sobre otras. Aparecen yacimientos de magnetita y mineralizaciones de cromo y níquel en las
peridotitas de Ronda; yacimientos de sulfuros de cinc, plomo, óxidos de hierro, manganeso y fluorita en las dolomías del Trías
alpujárride.
COMPLEJO MALÁGUIDE
Se desarrolla sobre todo en las sierras de Málaga y corresponde a la unidad tectónica superior cabalgante sobre las anteriores.
Está integrado por materiales paleozoicos sedimentarios poco o nada metamorfizados, sobre todo arcillosos y detríticos, que
incluyen formaciones calcáreas de edad Silúrico a Devónico inferior. Sobre éstos aparecen conglomerados permo-triásicos y el
resto del mesozoico y cenozoico (hasta el Mioceno inferior) está representado por niveles calizos y margosos marinos poco
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Cordillera Bética
potentes.
UNIDADES DEL CAMPO DE GIBRALTAR
En el S de la provincia de Cádiz (y en el N de Africa) aparecen materiales sedimentarios alóctonos que no pueden incluirse en
las zonas anteriores. Son un conjunto de mantos de corrimiento y escamas superpuestos completamente desenraizados, de edad
Cretácico y Paleógeno, depositados en su mayoría por corrientes de turbidez (flysch) en medio marino, tanto en abanicos
submarinos como en la llanura submarina, que se intercalan con materiales lutíticos y margosos marinos pelágicos.
El área de procedencia y el mecanismo del movimiento son objeto de discusión, aunque se acepta generalmente que proceden
de regiones localizadas más al E, ocupadas actualmente por el mar Mediterráneo (mar de Alborán y la llanura abisal de
Baleares).
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Cordillera Cantábrica
CORDILLERA CANTÁBRICA
Constituida una cuenca mesozoica que mediante la orogenia alpina dio lugar a una serie de cadenas montañosas situadas
entre los macizos hercínicos asturiano y pirenaico. Presentó una importante subsidencia durante el Mesozoico con
importantes acumulaciones de sedimentos que indican la evolución de esta cuenca y que son:
Trías: materiales detríticos (arcillas) y evaporitas.
Jurásico inferior y medio: materiales carbonatados marinos, resultado de una transgresión.
Jurásico superior y Cretácico inferior: materiales predominantemente detríticos, formados en ambiente
deltaico o fluvial.
Al final del Cretácico inferior (Aptense) se dan facies calcáreas arrecifales.
En el Cretácico superior se produce otra transgresión marina (similar a la del Jurásico) con facies típicas
de plataforma continental, que se extienden por las provincias de Burgos, Santander y Álava meridional,
pero en las restantes provincias vascas las facies son de talud continental (hacia el NE) y finalmente de
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Cordillera Cantábrica
turbiditas y llanura abisal.
Terciario inferior, que cuando existe está representado por calizas organógenas intercaladas en niveles
detríticos.
Los primeros movimientos de la orogenia alpina se iniciaron en el Cretácico terminal y continuaron durante el Paleógeno
con un levantamiento del Macizo Ibérico, una regresión generalizada y sedimentación de facies continentales (fluviales y
lacustres).
En las provincias vascas prosiguió la sedimentación de turbiditas hasta el Eoceno. En esta época se producen aquí las fases
principales de la orogenia alpina con la formación de la nueva cordillera. Los sedimentos oligocenos son ya de carácter
molásico, acumulados en cuencas interiores aisladas. La orogenia alpina se extiende en el tiempo hasta el Mioceno medio,
cuyos sedimentos, ya postorogénicos, se acumulan en las zonas externas meridionales.
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Pirineos
PIRINEOS
El Pirineo define la unidad geológica que separa Iberia del resto de Europa. Hacia el oeste se continua por el País Vasco y
se hunde bajo el Mar Cantábrico y hacia el este se continua por el sur de Francia hasta la Provenza.
Es una cordillera alpìna con características especiales, como su trazado rectilíneo, el poco desarrollo de materiales
metamórficos, su escasa actividad magmática y su estructura relativamente simple.
El Pirineo geográfico en general, fue afectado por la orogenía hercínica (Cadena Pirenaica) y por la orogenia alpìna
(Pirineo s.s.). Está constituido por un núcleo paleozoico metamórfico (Zona axial) deformado por la orogenia hercínica
que forma el basamento y aparece en la zona central y más elevada de la cordillera. A ambos lados hacia el N y el S,
aparece una cobertura mesozoico-paleógena, de materiales sedimentarios, que junto con los anteriores fueron
deformados por la orogenia alpina y que está integrada por las llamadas Sierras Marginales, unas alineaciones paralelas en
dirección ONO-ESE, formadas a favor de los relieves calcáreos más resistentes.
Durante la mayor parte del Mesozoico, Iberia estuvo unida a Aquitania. Pero en el Cretácico inferior, al irse fracturando
Pangea II, el movimiento relativo entre placas y la apertura del oceáno Atlántico, produjeron un proceso de rifting entre
Iberia y Aquitania. Este rift dió origen, en el Cretácico medio-superior a litosfera oceánica y a la consiguiente apertura del
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Pirineos
Golfo de Vizcaya. En el Cretácico, ligado principalmente a la oceanización del Golfo, Iberia rotó respecto a Europa 30-40º
en sentido sinestroso.
Pero en términos geográficos, el Pirineo se forma básicamente durante el Eoceno, en la zona de contacto entre la
microplaca Ibérica y la placa Euroasiática, como consecuencia del acercamiento de las placas eurasiática y africana entre
las que se encontraba atrapada Ibería, que provocó la retirada gradual del mar y el comienzo del depósito de materiales
continentales. Los enormes esfuerzos compresivos provocan un notable acortamiento de la litosfera, mientras que a
niveles más superficiales producen un intenso plegamiento y fracturación de los sedimentos que rellenaban la cuenca
mesozoica y en parte de su basamento, es decir, se forma el Pirineo.
Desde el punto de vista estructural, se trata de una cadena asimétrica con vergencias predominantes hacia el S, aunque
también las hay hacia el N. Ambas vergencias se encuentran separadas por la falla norpirenaica y un sistema de fallas
paralelas asociadas a ella, de dirección E-O, que separan los Pirineos en dos zonas estructuralmente diferenciables, al
norte y al sur. Esta falla es discontinuidad estructural de primer orden, ya queda netamente reflejada en los perfiles
sísmicos, marcando la Moho una neta discontinuidad a ambos lados de la estructura, lo que deja patente que afecta a la
litosfera. Se trata de una falla transformante a lo largo de la cual se ha desplazado Iberia con respecto a Europa. La
mayoría de los autores sostienen que esto puede explicar la apertura del Golfo de Vizcaya ligada a la compresión y
transpresión del Pirineo (apertura a un lado y contracción en el otro).
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Pirineos
Desde el punto de vista estructural, el Pirineo en la Península se divide en dos segmentos separados por la falla de
Pamplona: el Pirineo occidental o vasco-cantábrico, localizado en su parte más occidental, donde predominan las
vergencias hacia el N y el Pirineo central y oriental con predominio de vergencias hacia el S.
Como puede observarse en el siguiente corte, al igual que ocurre a niveles superficiales, a niveles corticales profundos se
observan claras diferencias entre la vertiente meridional (corteza de la microplaca Ibérica) y la septentrional (corteza de la
placa Europea) del Pirineo. En su conjunto, la corteza ibérica se hunde hacia el N situándose por debajo de la corteza
europea en la parte central o zona axial del Pirineo, donde alcanza espesores máximos que superan los 60 km. Por el
contrario, la corteza europea se hunde ligeramente hacia el S hasta encontrarse con la corteza ibérica, aunque en ningún
caso alcanza profundidades superiores a los 35 km. También se observa que en los bordes no deformados de la cadena, en
las cuencas de antepaís, la corteza ibérica es algo más gruesa (35 km) que la europea (30 km).
PIRINEO OCCIDENTAL O VASCO-CANTÁBRICO
Se localiza al O de la falla de Pamplona. Al N limita con la corteza oceánica del golfo de Vizcaya y al S con la cuenca del
Ebro. Presenta características muy distintas del resto de la cordillera, en gran parte condicionadas por la evolución
geológica del golfo de Vizcaya. Se observan pliegues y cabalgamientos vergentes hacia el NE con desplazamientos que
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Pirineos
pueden alcanzar los 20 km.
PIRINEO CENTRAL Y ORIENTAL
Se distingue dos zonas con estructura geológica distinta:
Zona meridional o surpirenaica. Se extiende desde la falla norpirenaica hasta el cabalgamiento frontal
surpirenaico, que constituye el límite entre el Pirineo y su cuenca de antepais meridional, la cuenca del
Ebro. Se caracteriza por la presencia de un conjunto de mantos de corrimiento o láminas cabalgantes
vergentes al S, que por sus características estructurales y estratigráficas pueden agruparse en dos conjuntos:
los mantos superiores formados, principalmente por materiales de la cobertera mesozoica que ocupan una
gran extensión en el Pirineo central y los mantos inferiores que implican materiales del basamento y la
cobertera. Como consecuencia de la compresión, el acortamiento de la litosfera ha sido de unos 120 km.
Zona septentrional o norpirenaica. Se extiende desde la falla norpirenaica hasta el cabalgamiento frontal
norpirenaico que la separa de la cuenca de antepaís septentrional, la cuenca de Aquitania. Se caracteriza por
la superposición de fases de plegamiento de dirección E-O y por cabalgamientos vergentes al N. Los
cabalgamientos norpirenaicos afectan a rocas del basamento y la cobertera y en general, los desplazamientos
hacia el N son menores que en la vertiente S, ya que en ningún caso parecen superar los 15 km, lo que
supone un acortamiento muy inferior de la litosfera.
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Cordillera Costero-Catalana
CORDILLERA COSTERO-CATALANA
Son dos alineaciones montañosas paralelas a la costa, de dirección NE-SO, desde la bahía de Rosas al Norte hasta el delta
del Ebro al Sur.
Básicamente es una sola cadena formada durante la orogenia alpina, con núcleo hercínico sobre el que se desarrollan
discordantes los materiales del Mesozoico que forman la cobertera. En muchas zonas, estas rocas paleozoicas y
mesozoicas están cubiertos de materiales terciarios de cuencas y fosas limitadas por fracturas.
Fue fracturada longitudinalmente durante el Neógeno en una serie de bloques, que a grandes rasgos dibujan dos grandes
alineaciones de horsts separados por una serie de fosas o grabens intermedios. Aproximadamente en su zona central
presenta un gran accidente transversal, la falla de desgarre del Llobregat, que separa dos zonas claramente diferenciadas:
al NE falta casi por completo el Mesozoico y predomina el Paleozoico; hacia el SO se va desarrollando progresivamente
el Mesozoico y en la zona del delta del Ebro éste aflora prácticamente completo.
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http://www.acazorla.com/geoiberia/alpino/cordi_costero_catalana.htm (1 of 2)27/04/2005 14:02:52
Cordillera Costero-Catalana
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Cordillera Ibérica
CORDILLERA IBÉRICA / SISTEMA IBÉRICO
Los efectos de la compresión N-S que sufrió la placa Ibérica desde finales del Cretácico hasta el Oligoceno también
dejaron sus huellas en el interior de la placa. En efecto, la transmisión de esfuerzos compresivos desde los bordes hacia el
interior provocó un cierto arqueamiento de Iberia que originó una serie de estructuras compresivas, aprovechando las
zonas de mayor debilidad litosférica.
Al E del Macizo Ibérico, se localizaba una importante cuenca mesozoica, donde se acumularon grandes espesores de
sedimentos que como consecuencia de estos esfuerzos compresivos, se deformaron e invirtieron formando el actual
Sistema Ibérico.
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Cordillera Ibérica
El Sistema Ibérico es el conjunto de montañas que con una orientación NO-SE se extiende desde las proximidades de
Burgos hasta la zona costera del País Valenciano. Este sistema a veces denominado Cordillera Ibérica o Sistema
Celtibérico, se divide en su parte occidental en dos ramas separadas por una pequeña cuenca, la cuenca de Almazán.
Aunque el grado de deformación y la potencia de las rocas sedimentarias deformadas pueda llegar a ser importante, no
presenta las características de las cadenas alpinas (p. ej., Pirineo o Bética), de ahí que se considere una cadena de tipo
intermedio.
http://www.acazorla.com/geoiberia/alpino/cordi_iberica.htm (2 of 4)27/04/2005 14:02:59
Cordillera Ibérica
Los materiales que forman el Sistema Ibérico son de edad mesozoica y terciaria, predominantemente calcáreos, aunque
localmente afloran materiales del zócalo paleozoico, integrados en el plegamiento alpino, como Demanda, Moncayo,
Ateca, Molina de Aragón, Montalbán, Albarracín y Villamés, de NO a SE. Al mismo tiempo existen zonas deprimidas
subsidentes en las que, especialmente durante el Cretácico inferior, se acumularon importantes espesores de sedimentos de
origen deltaico, como las cuencas de Cameros y del Maestrazgo. El Terciario inferior apenas está representado, mientras
que el Terciario superior ocupa las depresiones intermedias que se extienden desde Almazán (Soria) a Requena (Valencia)
por Calatayud-Teruel.
Su estructura se forma, principalmente, durante el Oligoceno y consiste en una serie de pliegues con una orientación NO-
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Cordillera Ibérica
SE, que afectan sobre todo a los materiales de la cobertera, aunque hacia el SE esta orientación pasa a ser E-O. Su
posición respecto a los dos bordes activos alpinos (Pirineo y Bética) determina en gran medida los rasgos estructurales que
observamos hoy. En particular, la compresión NE-SO, transmitida desde el borde pirenaico, fue la más intensa y la que
originó las estructuras más importantes del Sistema Ibérico.
Aparecen lignitos en Utrillas que están siendo explotados en relación con episodios continentales del Cretácico inferior
(Aptense). También existen yacimientos metálicos en materiales del Paleozoico de características similares a los del
Macizo Ibérico, destacando las explotaciones mineras de óxidos de hierro de Ojos Negros (Teruel) y las de plata de
Hiendelaenciana (Guadalajara).
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Orla Mesozoica Potuguesa
ORLA MESOZOICA PORTUGUESA
Esta zona se localiza en la región más occidental de la Península Ibérica, constituyendo la cuenca sedimentaria Lusitánica,
rellena de materiales del Mesozoico y Terciario.
Este conjunto está discordante sobre el Paleozoico del Macizo Ibérico y sus facies son muy parecidas a las del Mesozoico
que bordea el Macizo Ibérico por el E (Cordillera Ibérica) y por el S (Zona Prebética de la Cordillera Bética), de las que
evidentemente son continuación. El Terciario es también semejante al de España. Al N y O de Lisboa existen extensas
coladas volcánicas del Neógeno superior.
Su tectónica está constituida por amplios pliegues de dirección general N-S, en los que adquieren gran importancia las
intrusiones del Triásico superior de carácter diapírico. La edad del plegamiento es paleógena.
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Cuencas terciarias intramontañosas
CUENCAS TERCIARIAS INTRAMONTAÑOSAS
Son amplias depresiones situadas entre los horsts producidos por la distensión postalpina y las nuevas cordilleras alpinas.
Sus bordes suelen aparecer fallados a modo de relieve en graderío, o en forma de flexiones y su profundidad no es
excesiva (1.500-2.000 m.). Se trata de zonas hundidas, donde se depositan los materiales erosionados de los relieves
circundantes.
Se rellenaron en condiciones tanto continentales (Duero, Ebro, Tajo, Badajoz) como marinas (Guadalquivir, Granada,
Lisboa). En estas últimas existen sedimentos marinos y continentales alternantes, que indican un régimen sedimentario
fluctuante con transgresiones y regresiones sucesivas.
Según su origen se distinguen dos grandes grupos:
CUENCAS DE ANTEPAIS
su formación está directamente asociada a la edificación del Pirineo o la Cordillera Bética.
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Cuencas terciarias intramontañosas
CUENCA DEL EBRO. Cuenca de antepaís meridional asociada a los Pirineos, ligada al origen y
evolución de esta cordillera. Tiene forma triangular y está limitada al N por los Pirineos, al S y SE por el
borde meridional de la Cordillera Costero Catalana y al SO por el Sistema Ibérico. Presenta por lo general
materiales continentales detríticos de edad principalmente Paleogeno y Mioceno, casi exentos de
deformación. Durante el Paleógeno la cuenca experimenta cierto hundimiento en su borde N al ser invadida
por los cabalgamientos que son empujados hacia la parte frontal de la cordillera.
CUENCA DEL GUADALQUIVIR. Cuenca de antepaís asociada a la Cordillera Bética y que se
desarrolla de manera simultánea a la formación del orógeno. Está limitada al N por el Macizo Ibérico, al S
por la Cordillera Bética y al O por el Golfo de Cádiz. Esta cuenca ha estado invadida por el mar durante el
Mioceno, Plioceno y parte del Cuaternario, de ahí que los materiales que la rellenan sean
predominantemente marinos, margas y arcillas depositadas en un medio de aguas tranquilas con escasos
aportes de detríticos. Debido a efectos tectónicos que actuaron en la formación de la Cordillera Bética,
algunos materiales de ésta sufrieron un desplazamiento hacia el N, quedando intercalados dentro de los
sedimentos del Mioceno marino de la cuenca.
CUENCAS INTERIORES
Se forman como consecuencia de la deformación alpina que afecta a algunas áreas del Mácizo Ibérico, que constituye su
sustrato y que provoca el hundimiento de estas zonas. Los materiales de relleno de estas cuencas son de edad terciaria,
representados esencialmente por depósitos continentales fluviales y lacustres, discordantes sobre los materiales
paleozoicos del sustrato muy plegados y erosionados. Sus límites son fallas normales que hunden estas zonas respecto a
los relieves marginales. Estos materiales permanecen horizontales, sin que hayan sufrido deformación significativa desde
su depósito, donde se han encajado las redes fluviales actuales.
CUENCA DEL DUERO. Está bordeada por distintos sistemas montañosos que se forman durante la
orogenia alpina y que determinan en gran medida su evolución geodinámica. Limita al N con la Cordillera
Cantábrica, al E con la Cordillera Ibérica y al O y S con el Macizo Ibérico. Está formada por materiales
terciarios de origen continental, con depósitos fluviales en los bordes de la cuenca que pasan a depósitos
lacustres hacia el centro. Se depositan discordantes sobre los materiales paleozoicos muy plegados y
erosionados que forman el basamento de la cuenca. La influencia de los sistemas montañosos que la
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Cuencas terciarias intramontañosas
bordean resulta en una subsidencia diferencial muy notable de forma que el grosor de las rocas
sedimentarias decrece hacia el E, donde la base del terciario se encuentra 2,5 km más profunda que en su
parte occidental. La actividad tectónica que registra en su borde N, asociada a la evolución alpina de la
Cordillera Cantábrica, provoca la acumulación de importantes cantidades de sedimentos que en algunos
lugares superan los 3 km.
CUENCA DEL TAJO. Incluye la cuenca de Madrid en su parte occidental y la cuenca de Loranca en
su extremo oriental. Está limitada por distintos sistemas montañosos: parte del Macizo Ibérico reactivado
durante la orogenía alpina (Sistema Central y Montes de Toledo) y por el Sistema Ibérico. Las rocas
sedimentarias terciarias que rellenan la cuenca son principalmente de origen continental con espesores de
2,5-3,5 km.
Por último, se ha de tener en cuenta una serie de cuencas intramontañosas, como las depresiones situadas en el
interior de la Cordillera Bética. Por lo general son de origen marino, comunicadas entre ellas en un principio; con
posterioridad la sedimentación pasa a ser lacustre y por último fluvial, aunque no de forma simultánea en todas ellas, sino
que es más tardío en las más cercanas al Mediterráneo. Un levantamiento de la región produjo el final de la sedimentación
y el encajamiento posterior de la red fluvial.
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Cuencas del sistema de Rift
CUENCAS DEL SISTEMA DE RIFT
Son depresiones alargadas que corresponden a las fosas tectónicas producidas por la distensión postalpina en gran parte de
Europa occidental, con una dirección general NNE-SSO .
Su edad parece oscilar de N a S, desde Oligoceno en Alemania a Neógeno superior e incluso Cuaternario en España
meridional. Tiene asociadas numerosas efusiones volcánicas, por lo general alcalinas.
En la Península este sistema de fosas se localizan en la parte oriental, aunque hay indicios de fracturación reciente en el
centro y oeste que permiten sospechar su posible extensión futura a esas zonas (campo de Calatrava, Galicia).
Por su situación geográfica y por el tipo de sedimentos que contienen se pueden considerar dos clases de fosas:
Interiores, como las de Urgel-Cerdaña en los Pirineos y Calatayud-Teruel-Alfambra en la Cordillera
Ibérica, rellenas por sedimentos continentales.
Costeras, como las del VaIlés-Penedés-Olot en Cataluña, Valencia-Castellón en el Maestrazgo y
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Cuencas del sistema de Rift
Mallorca, Murcia y Almería en las cordilleras Béticas, que tienen un relleno predominantemente marino,
con intercalaciones continentales tanto más abundantes cuanto más al interior.
Como es normal en los sistemas de rift, existe aquí un vulcanismo basáltico asociado, cuyo mayor desarrollo se alcanza en
la región de Olot, Murcia y Almería, pero también aparecen pequeños emplazamientos basálticos en Valencia, islas
Columbretes y algunas fracturas de la parte meridional de Cataluña.
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Margen continental atlántico
MARGEN CONTINETAL ATLÁNTICO
El margen atlántico de la Península es un margen estable, sin manifestaciones actuales que permitan suponer una
tectónica activa. No existe límite de placas entre este y el continente, ya que la Península se encuentra dentro de la placa
Euroasiática, compuesta por corteza oceánica y continental. Este margen estable nace como consecuencia de la
divergencia de las placas que da lugar a la apertura del océano Atlántico.
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Margen continental atlántico
Se distinguen en este margen las siguientes zonas:
La plataforma continental aparece bordeando las tierras emergidas, hasta una profundidad media de 200
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Margen continental atlántico
m. Se trata de una prolongación débilmente sumergida del continente, con un sustrato de corteza
continental, distinguiéndose de aquel por la delgada película de agua que la recubre y por los fenómenos
sedimentarios debidos a la acción marina.
El talud continental es la zona de fuerte pendiente que sigue a la plataforma, extendiéndose desde los 200
m hasta los 2000 m por término medio. Su pendiente media, de 4º-5º, puede parecer débil, pero contrasta
mucho con la de la plataforma, unas 20 veces menor. El talud suele estar cortado por cañones submarinos,
formas de erosión situadas por lo general en el emplazamiento o en la proximidad de grandes accidentes
tectónicos y cuya cabecera puede estar muy cerca de la costa.
El pie del talud suele estar ocupado por el glacis continental, a un profundidad que va desde los 4000m a
los 5000 m, con una inclinación general de 0,5º-1º y recorrido por valles o canales que divergen dando
formas de abanico. El glacis se sitúa sobre un sustrato de corteza continental adelgazada o de corteza
oceánica.
Por último, aparece la cuenca oceánica o llanura abisal, con un sustrato de corteza oceánica y que se
extiende hasta la dorsal oceánica atlántica. Resaltan montes submarinos y escasos canales prolongación de
los valles del glacis. Su profundidad media es de 5000 m.
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Margen continental atlántico
El borde atlántico de la Península Ibérica está limitado por los márgenes continentales del océano Atlántico, que lo
separan de la corteza oceánica de éste. Se pueden diferenciar tres grandes zonas:
●
●
●
Golfo de Cádiz, que forma el borde SO de la Península.
Margen occidental atlántico (portugués y gallego) al O, formado como consecuencia de la apertura del océano
Atlántico.
Margen Cantábrico al N, cuyo origen y evolución está relacionado con la apertura del Golfo de Vizcaya y la
formación de los Pirineos.
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Margen continental atlántico
GOLFO DE CÁDIZ
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Margen continental atlántico
Se localiza en el borde sudoccidental de la Península. Limita al N con el Macizo Ibérico, al S con el margen africano y al
O con la terminación de las Cordilleras Bética y del Rif. Su estructura es compleja, más si se tiene en cuenta que se
localiza sobre el límite entre las placas africana y euroasiática.
Su origen y formación está relacionada con la apertura del océano Atlantico Norte, si bien su evolución está íntimamente
ligada a la formación de las cordilleras Bética y del Rift.
Morfológicamente se pueden distinguir las siguientes zonas, sobre un sustrato mesozoico cubierto por rocas sedimentarias
terciarias y cuaternarias:
●
Plataforma continental estrecha, que se ensancha progresivamente hacia el SE hasta alcanzar valores de 30-50
km.
●
Talud continental, que separa la plataforma del mar abierto, con pendientes más o menos abruptas en la parte
superior que descienden suavemente hasta alcanzar las cuenca oceánica.
MARGEN OCCIDENTAL ATLÁNTICO
Este margen continental, típicamente pasivo, está ligado a la apertura del océano Atlántico Norte. Se ha visto afectado por
los procesos de adelgazamiento y fracturación litosférica iniciada en el Trías y que finaliza al finales del Jurásico, origen
de la apertura del océano y de la deriva continental de las placas norteamericana, eurasiática y africana. El margen ha
sufrido cierta deformación asociada a la etapa de compresión de la orogenia alpìna, aunque su comportamiento ha
permanecido más o menos estable desde su formación a finales del Jurásico.
En su estructura cortical profunda se observa una corteza que se adelgaza progresivamente desde las zonas emergidas, con
valores de 30 km, hasta las zonas colindantes al pie del talud continental, con valores de unos 10 km. El paso de la corteza
continental a la oceánica se realiza en una zona de transición, con características más o menos intermedias entre ambos
tipos de corteza.
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Margen continental atlántico
De forma general se diferencian dos zonas:
Margen Gallego, localizado al N, frente a las costas gallegas.
Margen Portugués, que ocupa la parte central y meridional, hasta el Cabo de San Vicente.
Morfológicamente se distinguen:
Plataforma continental, que se extiende desde la línea de costas hasta una profundidad media de 200 m. Es
estrecha y con pocos sedimentos y la pendiente es casi inapreciable.
Talud continental, donde se produce una inflexión de la pendiente, que pasa a ser más o menos abrupta. El
talud presenta características distintas en las dos zonas del margen:
En el margen gallego aparece al pie del talud la cuenca interior de Galicia, separada de la
corteza oceánica atlántica por el banco de Galicia.
En el margen portugués las pendientes son más abruptas y representa la transición hacia las
aguas profundas de las llanuras abisales del Tajo e Iberia, donde se localiza la corteza
oceánica del Atlántico.
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Margen continental atlántico
MARGEN CANTÁBRICO
Se trata de un margen pasivo que evoluciona hacia un margen activo debido a la edificación del Pirineo. La formación del
margen cantábrico comenzó hace 115 Ma como consecuencia de la apertura del Golfo de Vizcaya y finalizó hace,
aproximadamente, 80 Ma.
Antes de la formación del Golfo, las costas actuales del N de la Península y del O de Francia se encontraban unidas, pero
la aparición del Golfo, estrechamente relacionada con la apertura del océano Atlántico Norte y la deriva de las placas
norteamericana y euroasiática, da lugar a una rotación hacia el S-SE de Iberia, que produjo un adelgazamiento litosférico y
provocó la rotura de la corteza continental y la formación de corteza oceánica. Debido a esto se originan dos márgenes
continentales distintos, el cantábrico (estrecho) y el francés (bastante más ancho).
La orogenía alpina, presentó en esta zona una etapa de máxima compresión hace entre 65 y 40 Ma que afecta a todo el
borde septentrional de la Península, originando el levantamiento del Pirineo y de la Cordillera Cantábrica y provocando el
inicio de la subducción del Golfo de Vizcaya bajo la corteza continental del margen cantábrico. Con el fin de la
edificación del Pirineo, finaliza la subducción de la corteza oceánica.
Morfológicamente se diferencian:
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Margen continental atlántico
Plataforma continental, estrecha.
Talud continental, marcado por una fuerte inflexión de la pendiente. Al pie del talud se observa una fosa
estrecha y alargada con sedimentos anteriores al Eoceno fuertemente plegados, cubiertos por sedimentos
más recientes sin deformar.
En su estructura cortical se observa el inicio de un proceso de subducción, ya que la corteza oceánica del Golfo se hunde
ligeramente por debajo de la corteza continental de la Península. La destrucción de corteza oceánica se calcula en unos 50100 km.
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Margen continental mediterráneo
MARGEN CONTINENTAL MEDITERRÁNEO
Bordeando la parte oriental y meridional de la Península existen dos cuencas neógenas cubiertas por el mar Mediterráneo
que son de N a S: Surco de Valencia o cuenca catalano-balear y Surco de Alborán.
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Margen continental mediterráneo
SURCO DE VALENCIA O CUENCA CATALANO-BALEAR
Se localiza en el margen nororiental de la Península. Sus bordes emergidos lo constituyen la Cordillera Costero Catalana y
el promontorio balear.
Su formación se inicia aproximadamente en el límite Oligoceno-Mioceno como consecuencia de procesos extensionales
que afectan al borde nororiental de Iberia y que derivan en un importante adelgazamiento litosférico que provoca el
hundimiento o subsidencia de esta zona adelgazada, dando lugar a la formación de la cuenca. Morfológicamente se
diferencian dentro de ésta:
Plataforma continental, de anchura variable, que va desde la línea de costas hasta aproximadamente la
isobata de 200 m.
Talud continental, localizado a partir de los 200 m de profundidad donde se produce una inflexión de la
pendiente, que va desde un mínimo de 4-5° hasta un máximo de 11°.
Fondo o llanura abisal, donde se alcanza profundidades de uperiores a los 2000 m.
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Margen continental mediterráneo
Esta cuenca está rellena de materiales sedimentarios que llegan alcanzar potencias de 4 km, de edad Neógeno y
Cuaternario, discordantes sobre el paleozoico y mesozoico que forma el sustrato.
SURCO O CUENCA DE ALBORÁN
Esta cuenca se localiza al SE de la Península, entre la Cordillera Bética al N y la Cordillera del Rif al S, formando el
extremo SE del Mediterráneo. Por el O se cierra y está separada del océano Atlántico, comunicada tan sólo por el Estrecho
de Gibraltar, mientras que por el E se abre enlanzando con las aguas profundas de la cuenca algero-provenzal.
Se origina por un conjunto de procesos geodinámicos extensionales muy complejos en un régimen general compresivo
asociados a la evolución del orógeno Bético, que provoca un adelgazamiento litosférico de esta zona y en definitiva, la
formación de la cuenca.
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Margen continental mediterráneo
Destaca la presencia de la dorsal de Alborán, de naturaleza volcánica, que divide la cuenca en dos:
Subcuenca de la parte occidental, con profundidades que no superan los 1.000 m y con acúmulo de
espesores de rocas sedimentarias que pueden alcanzar los 7 km.
Subcuenca en la parte oriental, que se abre a la cuenca algero-provenzal, con profundidades que superan
los 2.000 m y espesores de sedimentos que oscilan entre los 2-2,5 km.
Los materiales que aparecen en la cuenca son rocas sedimentarias básicamente marinas, de edad Neógeno-Cuaternario,
depositadas sobre un sustrato paleozoico continuación de las Zonas Internas de la Cordillera Bética.
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Evolución de la Península Ibérica
EVOLUCIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA
El continente europeo, tal como puede apreciarse hoy, es junto con la Península Ibérica, el resultado de tres grandes
ciclos orogénicos: el caledoniano, el hercínico y el alpino.
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Evolución de la Península Ibérica
Desde su formación, el continente protoeuropeo o armoricano constituyó una placa independiente. Durante el Paleozoico
inferior, período que corresponde aproximadamente a 150 millones de años, aparece de forma independiente
constituyendo el microcontinente armoricano. En el Devónico, los márgenes pasivos de los océanos que rodeaban los
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Evolución de la Península Ibérica
continentes evolucionaron hacia márgenes activos, lo que originó el comienzo de un proceso de subducción y
acercamiento de las distintas placas litosféricas, uniéndose en un principio al resto de las masas septentrionales para
formar Laurasia, y finalmente a Gondwana para formar el supercontinente Pangea II.
Durante el Mesozoico y el Cenozoico, la evolución geodinámica subsiguiente ha fragmentado este supercontinente, hasta
la disposición actual. Si se observa la distribución y el tipo de los límites de placas actuales, es fácil comprobar que de
forma general, el próximo supercontinente tendrá como límite oriental la costa este de América, y en el occidental se
localizará la costa oeste de Europa y África.
Iberia comenzó formando parte junto con Centro Europa, Francia y el norte de Marruecos del continente Armóricano,
durante el Precámbrico y Paleozoico. Posteriormente, durante los últimos 100 millones de años, la Península Ibérica ha
presentado cierta independencia litosférica, con sus zonas más activas localizadas en la periferia, constituyendo de forma
general una microplaca independiente de las placas euroasiática y africana.
La Península y sus márgenes son el resultado de su evolución geodinámica, principalmente desde la formación de la
cordillera Hercínica, en el Devónico hace unos 300 millones de años, hasta la actualidad. Esta evolución está regida por un
conjunto de procesos íntimamente ligados a la tectónica global y que se podrían resumir en dos:
Formación de Pangea II, a finales del paleozoico, o unión de la mayor parte de las masas emergidas en un
único continente, Pangea, rodeado de un gran océano, Pantalasa.
Fragmentación de Pangea II, que comienza en el mesozoico y continúa en la actualidad, gracias
principalmente a la abertura del océano Atlántico y la individualización de las placas euroasiática y africana.
LA FORMACIÓN DE PANGEA II
Al final del Proterozoico, la mayor parte de las tierras emergidas se reunieron en un único y gran continente, Pangea I.
Desde entonces y durante el Paleozoico inferior, éste irá fragmentándose, dando lugar a un conjunto de masas
continentales que posteriormente, durante el Paleozoico superior volverán a ir acercándose hasta formar otra vez un único
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Evolución de la Península Ibérica
continente, Pangea II.
Es difícil reconstruir los acontecimientos geológicos que tuvieron lugar durante el ciclo caledoniano, antes de la formación
de Pangea II, ya que los ciclos orogénicos hercínicos y alpinos han borrado sus huellas en la mayor parte de Iberia.
Durante el Cámbrico las masas continentales aparecen fragmentadas, reconociéndose de forma independiente algunos de
los escudos precámbricos. Laurentia (América del Norte y Groenlandia) se localizaba en el ecuador y se encontraba girada
unos 90° respecto a la actualidad; Siberia aparecía al sur de ésta, en el trópico, y más al sur , en la zona templada austral,
se encontraba el continente de Armórica (Europa septentrional). El resto de las masas continentales modernas estaban
agrupadas en un gran continente, Gondwana, que se extendía desde latitudes elevadas del hemisferio austral hasta latitudes
elevadas del hemisferio septentrional.
La mayor parte de los autores coinciden en admitir que durante el Ordovícico y el Silúrico existía un océano que separaba
dos grandes conjuntos continentales, el conjunto norte, con sus masas emergidas más o menos dispersas y el conjunto sur,
Gondwana, que se mantuvieron más o menos estables hasta el Devónico.
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Evolución de la Península Ibérica
En el Devónico, los márgenes pasivos de este océano evolucionaron hacia márgenes activos y se inició un proceso de
subducción y acercamiento de las distintas placas, lo que originó el máximo apogeo del ciclo caledoniano, con la
formación, entre otras, de la cadena caledoniana, que corresponde a un orógeno de colisión entre masas continentales que
deformó los materiales que ocupaban las cuencas situadas entre Laurentia, parte de Armórica y la placa Báltica, pero que
no afectó a la antigua Iberia.
La cadena caledoniana será objeto de una gran erosión, constituyendo un dominio identificado como el "continente de la
Old Red Sanstone" (Arenisca Roja Antigua). Estos depósitos se formaron en áreas subdesérticas, gracias a la acción del
viento en zonas de escasa cobertera vegetal, ya que su latitud se corresponde con la de los desiertos subtropicales.
Posteriormente a la formación y desmantelamiento de estos relieves caledonianos, comienza el ciclo hercínico. Durante el
resto del Devónico y el Carbonífero, continua la subducción en el océano que separaba Gondwana del conjunto
septentrional, originando el acercamiento progresivo de estas dos grandes masas de tierra, hasta que los bloques
continentales chocaron.
La reconstrucción de las masas continentales durante el Carbonífero es un tema muy controvertido. Algunos piensan que
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Evolución de la Península Ibérica
se formó un supercontinente distinto y anterior a la Pangea II, con ciertas partes de Asia separadas formando continentes
insulares; otros opinan que se distinguían tres grandes continentes: en el hemisferio norte Laurentia + Báltica + Armórica
y Siberia principalmete y en el hemisferio sur Gondwana.
El ciclo orogénico hercínico culminó en el Pérmico con la formación del orógeno, en un proceso de colisión continentecontinente similar al que ha originado el Himalaya. Con la orogenia Hercínica se cerró completamente el océano que
separaba las masas de tierra septentrionales y meridionales, de forma que hacia finales del Paleozoico, todas las masas
continentales se agruparon formando un único continente, Pangea II.
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Evolución de la Península Ibérica
Hay varias hipótesis para explicar la formación del orógeno hercínico en Iberia. Según algunos autores, la disposición
paleogeográfica general aceptada para el comienzo del Paleozoico superior, supone que el NO de la península era un
núcleo independiente que colisionó sucesivamente con Europa y con Africa. Por el contrario otros sugieren una única zona
de subducción que rodearía a la península por el O.
La característica más espectacular del hercínico español es el cambio de dirección (165º) que realiza en el N, la llamada
“rodilla astúrica”, que se interpreta como un gran pliegue oroclinal. La situación tectónica más aceptada es la de DeweyBurke: la Península Ibérica poseía en el Paleozoico superior cierta movilidad, resuelta según dos grandes desgarres
situados uno en Francia y el otro desde Coimbra a Córdoba. El movimiento hacia el NO de la zona intermedia se habría
resuelto en parte plásticamente, en un pliegue oroclinal.
LA FRAGMENTACIÓN DE PANGEA II
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Evolución de la Península Ibérica
A finales del Paleozoico todas las placas continentales estaban agrupadas en una única placa, reconociéndose un gran
continente, Pangea II, emergido y en parte bordeado por aguas de mares poco profundas (epicontinentales). Pangea
ocupaba aproximadamente, la mitad de la superficie terrestre, mientras que la otra mitad estaba ocupada por una placa de
corteza oceánica, sobre la que se situaba el océano Pantalasa.
La agrupación de todos los continentes en un único bloque o placa es especialmente inestable, de ahí que muy
rápidamente comenzó una importante tectónica de fractura que finalizó con la rotura de Pangea.
Durante el Pérmico y el Triásico se inició un régimen distensivo formándose fallas de desgarre, los denominados
desgarres tardihercínicos, algunos de los cuales desempeñaron un papel muy importante en períodos posteriores, así como
fallas normales acompañadas de gran actividad ígnea.
Esta actividad tectónica provocó la individualización de cuencas o depresiones en las zonas que bordeaban el Macizo
Ibérico, en las cuales se acumularon importantes cantidades de sedimentos que fueron plegados y deformados durante la
orogenia alpina, formando algunas de las cadenas de montañas actuales, como los Pirineos y el Sistema Ibérico.
A principios del Jurásico, Pangea comenzó a "quebrarse" debido a procesos de adelgazamiento litosférico y fracturación
que se concentraron en zonas muy estrechas y localizadas, lo que derivó en el comienzo de la fragmentación de este
supercontinente en las distintas placas litosféricas que observamos hoy. A nivel global, la fisura entre el norte de África y
Norteamérica y la expansión del Tethys dío lugar a la abertura del océano Atlántico Norte. Los continentes meridionales
comenzaron a girar y a separarse entre sí, aunque Gondwana iba a separarse más tarde.
Al S de Iberia se localizaba una de las zonas de rotura de litosfera continental, precisamente la que dio lugar a la abertura
de la parte central del océano Atlántico. Esta rotura y la consiguiente expansión del suelo oceánico provocó un
movimiento relativo de la nueva placa Africana con respecto a Eurasia, de forma que, dejando a Eurasia en una posición
fija, África se desplazaba hacia el E. La separación de África respecto a Eurasia creó espacios libres que fueron ocupados
por el océano que bordeaba el extremo oriental de Pangea, el Tetis, de forma que este océano fue avanzando hacia el O.
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Evolución de la Península Ibérica
Estos procesos de adelgazamiento litosférico dieron lugar durante el Jurásico superior - Cretácico inferior a la abertura
definitiva del Océano Atlántico Norte. El proceso de expansión del suelo oceánico progresó de S a N, provocando la
separación progresiva entre América del Norte y Eurasia, así como el alejamiento de Iberia con respecto al SE de Europa
en un movimiento de rotación sinextroso, que originó la abertura del Golfo de Vizcaya y la individualización de Iberia de
las grandes placas africana y euroasiática.
Durante el Cretácico inferior y medio tuvo lugar una gran expansión del océano Atlántico, comienza la expansión de
Atlántico Sur, lo que originó al inicio de la subducción en el Tethys oriental. Asimismo comienzan en el Cretácico los
movimientos compresivos que darán lugar a las cadenas alpinas.
En este contexto, durante el Cretácico superior, la placa Ibérica estaba limitada al O por el margen continental pasivo del
Atlántico (situación que se mantendrá hasta la actualidad), al E por la litosfera oceánica del Tetis y al S y N por mares más
o menos profundos sobre los que se depositaron los sedimentos que posteriormente serían deformados durante la orogenia
alpina.
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Evolución de la Península Ibérica
En el margen N, donde se localizará el futuro Pirineo, existía una cuenca marina que conectaba las aguas del Atlántico con
el Tetis. La Península tenía cierta independencia de las grandes placas que la rodeaban, de ahí que se puede considerar
como una microplaca que desde finales del Mesozoico y principios del Cenozoico, se movió entre dos grandes placas: la
Euroasiática y la Africana.
En el margen S, había una cuenca marina del dominio tetísico con plataforma continental, talud y cuenca oceánica bien
desarrollada, donde se depositaron los sedimentos que actualmente constituyen principalmente las Zonas Externas de la
Cordillera Bética.
La abertura del Atlántico Norte es un hecho de especial relevancia, puesto que condicionó los movimientos relativos de la
placa eurosiática y africana y de una serie de pequeñas placas situadas entre ambas, entre las que se encontraba Iberia. En
efecto, el Atlántico Norte se abrió y se fue expandiendo a una velocidad superior al Atlántico central, de forma que, al
contrario de los que ocurría en la etapa anterior, Eurasia se separaba más rápidamente de América que África. Esto
provocó un cambio en el movimiento relativo de ambas placas de forma que éstas, en vez de separase, iniciaron un
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movimiento de acercamiento que continúa actualmente.
LA OROGENIA ALPINA EN LA PENÍNSULA IBÉRICA
La orogenia alpina se desarrolla principalmente desde el Cretácico superior a la actualidad. El cambio en el movimiento
relativo entre las dos grandes placas eurasiática y africana se traduce en el acercamiento y colisión de éstas, iniciándose un
régimen compresivo que afectó a amplias zonas del S de Europa, norte de África, Iberia y Tetis y que marcó el comienzo
de la orogenia alpina.
Esta colisión provoca el cierre progresivo del Tetis, de manera que este océano se convirtió en pequeños mares residuales.
En la placa Ibérica, el movimiento de rotación cretácico con respecto a Europa se transformó en un movimiento de
desgarre lateral y de convergencia que provocó la colisión de su margen septentrional con Europa y que culminó con el
inicio de subducción en el margen cantábrico y la formación del Pirineo. La colisión de Iberia con el S de Europa provocó
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la sutura de ambas placas, de forma que, a partir del Oligoceno, Iberia ya formaba parte de la placa Eurasiática.
Por otra parte, a finales del Cretácico, en terrenos localizados al SE de Iberia, se individualizó un bloque continental
debido a la fragmentación del margen N de la placa africana. El desplazamiento relativo de este bloque hacia el O con
respecto a Iberia, que se prolongó hasta bien comenzado el Cenozoico, provocó la colisión del bloque con los márgenes
mesozoicos del S de Iberia y NO de África, formándose la Cordillera Bética en el S de Iberia y las montañas del Rif y del
Tell en el N de África.
A pesar de que la mayor intensidad de la deformación asociada a la interacción entre las placas y microplacas se concentró
a lo largo de sus márgenes, parte de esta deformación se transmitió también al interior de las placas. Como resultado de
esta transmisión de esfuerzos compresivos, las rocas sedimentarias de las cuencas mesozoicas que ocupaban la posición
del actual Sistema Ibérico se deformaron, formándose los pliegues, fracturas, y pequeños cabalgamientos que configuran
esta cordillera. Estos esfuerzos compresivos provocaron también el levantamiento de algunos bloques del Macizo Ibérico
a favor de fallas desarrolladas durante la orogenia varisca y que ocasionaron los relieves de los Montes de Toledo,
Sistema Central y la Cadena Cantábrica.
Durante el Oligoceno, en el área mediterránea se inició un proceso de adelgazamiento litosférico, en la zona actualmente
ocupada por la cuenca Provenzal, que se extendió de forma paulatina hacia el S y que culminó durante el Mioceno con la
abertura del surco de Valencia o cuenca catalano-balear y con la abertura y formación de corteza oceánica en la cuenca
algero-provenzal. Por otra parte, en el S de la Península el desmembramiento de una parte del orógeno bético-rifeño
provocó la formación de la cuenca de Alborán.
El último acontecimiento importante en la zona, la posible desecación (hace unos 6 Ma.) y rellenado salino de la cuenca
mediterránea debió tener relación con el crecimiento, en el Plioceno, del casquete polar antártico.
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