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UNIDAD Geología de España La historia geológica de España, tanto de la península como de los archipiélagos, es muy compleja, aflorando abundantes terrenos premesozoicos que nos revelan la existencia de restos de un antiguo continente que sufrió los efectos de varios ciclos orogénicos con plegamientos, efectos de la tectónica de fractura, transgresiones, regresiones, etcétera. La geología de la península ibérica es el resultado de esa larga y compleja historia geológica, y por tal razón muestra retazos de los más diversos terrenos y que reflejan fusiones y roturas de continentes, apertura de océanos e importantes episodios orogénicos. Las huellas y cicatrices de esta historia configuran la corteza continental, y la estructura y naturaleza de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias que componen la península así como los actuales relieves. ÍNDICE 1. Evolución geológica de la placa Ibérica ............................ 288 Precámbrico ................................................................... 288 Paleozoico ...................................................................... 289 Mesozoico ...................................................................... 293 Cenozoico ....................................................................... 295 2. Constitución geológica del territorio español ................... 298 Dominio hercínico: Macizo Ibérico ................................. 299 Áreas de plataforma poshercínica: cordilleras int. ......... 304 Dominio Alpino: Cordilleras Béticas ............................... 308 Dominio Alpino: Pirineos ............................................... 312 Cuencas cenozoicas ........................................................ 313 Archipiélago canario ...................................................... 316 3. Solucionario ..................................................................... 317 4. Glosario ........................................................................... 318 Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 288 1 Evolución geológica de la placa Ibérica La península Ibérica tiene una larga historia que comienza en el Precám- brico y se prolonga hasta nuestros días. Su evolución geológica ha estado li- gada a la del resto del continente europeo y a la del continente africano, y su desarrollo como terreno independiente es relativamente reciente, unos 100 millones de años (esto es, en el Cretácico). Las sucesivas orogenias que han actuado desde el Paleozoico, junto con los efectos de una serie de fenómenos tectónicos de reajuste y de desgaste ero- sivo, dieron lugar a la constitución geológica y orográfica actual. Precámbrico 4000 – 541 Ma Como hemos visto en la unidad anterior la historia de la península Ibérica comenzó pronto, allá por el Neoproterozoico —a finales del Precámbri- co—, cuando el supercontinente Pannotia se fue fragmentando rápidamente dando origen a Gondwana, Laurentia y Báltica. Entre ellos se formó el océano de Japeto, bajo cuyas aguas se hallarían algunos de los terrenos que constituirían la península Ibérica. Posteriormente parte de Gondwana se fragmentó dando lugar al terreno de Avalonia. Actualmente se encuentran terrenos precámbricos en Galicia y algunos aflo- ramientos en el Sistema Central y en los Montes de Toledo. Estos materiales sufrieron una serie de transformaciones, como erosión, plegamientos o sedimentación por transgresiones-regresiones. Por tal razón, los afloramientos precámbricos que aparecen son aislados y difíciles de dife- renciar de los paleozoicos con que aparecen relacionados. Zonas de la península Ibérica donde afloran los mate- riales precámbricos. En la imagen superior, Calizas dolomíticas con micro- fósiles de Cloudina del Neoproterozoico (542,3 – 548,8 millones de años). Se localiza en el Geoparque de Las Villuercas (Cáceres). En la imagen inferior, esquema que representa las principales estructuras geológicas de la península Ibérica. Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 289 Paleozoico 541,0 – 252,17 Ma Al comienzo del Cámbrico, la placa de Avalonia seguía separándose de Gondwana. Entre los dos continentes se localizó el océano Reico. En las plataformas continentales de Avalonia y de Gondwana podemos en- contrar parte de los terrenos actuales de la península Ibérica. Es posible que otros se encontrasen formando parte de Gondwana. A lo largo de este periodo tuvieron lugar varios periodos de transgresión- regresión. En los periodos cálidos (transgresivos), en la plataforma conti- nental se depositaron carbonatos y se desarrollaron arrecifes de arqueocia- tos, y un gran número de especies distintas (trilobites, braquiópodos, equi- nodermos, moluscos…) se desarrollaron gracias a las favorables condicio- nes. Los esqueletos de estos animales forman potentes series de calizas. Por el contrario, durante las regresiones las plataformas se llenaron con aportes continentales, principalmente arenas y lodos (sedimentos siliciclásti- cos), que posteriormente se metamorfizaron dando lugar a pizarras, en el caso de los sedimentos arcillosos, y a cuarcitas, en el caso de arenas. Actualmente podemos encontrar terrenos cámbricos en puntos de Galicia, Asturias, la cordillera Cantábrica, en algunas zonas del Pirineo, de la cordi- lleras Costero-Catalana y de la sierra de la Demanda (Burgos-Logroño); también en las provincias de Zaragoza y Teruel y Córdoba, así como en la Sierra de Gata (Almería), la Peña de Francia (Salamanca), Monfragüe (Cáce- res) y en los Montes de Toledo (Toledo y Ciudad Real). En el Ordovícico, las temperaturas cálidas provocan que haya importantes transgresiones marinas. En este ambiente, en el que se desarrollaron mares someros, la situación general de la península Ibérica no se modifica: los es- tratos de arena y lodo procedentes de la denudación de Gondwana se depo- sitan en la plataforma continental y se metamorfi- zan dando lugar a un tipo especial de cuarcita, la llamada cuarcita armoricana, formación muy tí- pica del macizo Ibérico (Zonas Asturoccidental Leonesa, Cantábrica, Ibérica y Ossa-Morena). So- bre esta cuarcita se localizan estratos de pizarras. A finales del Ordovícico, Gondwana se había des- plazado hasta el polo sur por lo que enfrío y quedó cubierto de una capa de hielo. Muestras de esta etapa fría son los dropstone, fragmentos de roca contenidos en el hielo de un iceberg —cuando se derrite el hielo, la roca se deposita y queda enterra- da entre los sedimentos del fondo marino—. En la imagen superior, microfotografía de Cloudina carinata, una especie de algas calcá- reas, que se incluye dentro de la fauna de Edia- cara. La importancia de Cloudina radica en que permi- te avanzar en el estudio de la evolución de los primeros metazoos, especialmente en lo que respecta a la aparición de los primeros esquele- tos biomineralizados. ACTIVIDADES 1. ¿Qué factores podrían determinar la aparición de los primeros esqueletos? Por un proceso de rifting (línea blanca) Avalonia se separó de Gondwana llevándose consigo los terrenos del suroeste de la península Ibérica. En Sierra Morena, en la provincia de Jaén, po- demos encontrar el relieve conocido como «Los Órganos», declarado Monumento Natu- ral, producido al encajarse el río Despeñape- rros entre estratos verticales de cuarcita ar- moricana. En la imagen, dropstone del Geoparque del Alto Tajo. Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 290 Pocas señales del Silúrico podemos encontrar en la península Ibérica, solo algunos afloramientos de pizarras negras en diversas zonas (Galicia, corni- sa Cantábrica, Pirineos, cordilleras Costero-Catalanas, Sistema Ibérico, Sis- tema Central y Montes de Toledo).En este periodo se produjeron varios episodios de vulcanismo en Avalonia, en lo que actualmente correspondería a Huelva. El origen de estas erupcio- nes se encuentra en la subducción del océano Reico, que provocaría un rif- ting. Este fenómeno distensivo dio lugar a que el agua del mar se filtrara por las fracturas de las rocas y, consecuentemente, se calentara, por lo que vol- vería a salir al exterior por los llamados humeros, arrastrando consigo gran cantidad de iones que al llegar al exterior precipitarían en forma de sulfuros: de hierro (pirita), de cinc (blenda), de plomo (galena)…, en medio de arci- llas, transformadas posteriormente en pizarras negras. La importancia de estos depósitos es grande porque dieron lugar a la Faja Pirítica (Huelva, Riotinto…) en la que, como vimos en unidades anteriores, se localizan importantes yacimientos metálicos. En el Devónico, Avalonia confluye con Laurentia que previamente se ha unido a Báltica; la unión de los tres continentes dará lugar a Laurussia. Por otro lado, Gondwana sufre un proceso de rifting que da lugar a la formación de la placa Armórica sobre la cual se localiza gran parte de la actual penín- sula Ibérica —excepto, como vimos anteriormente, aquella que se desplazó con Avalonia—. Un penacho térmico situado bajo lo que actualmente es la provincia de Ciu- dad Real provoca que grandes cantidades de metales procedentes del manto, especialmente sulfuro de mercurio, fueran arrastrados por corrientes hidro- termales hacia la corteza, impregnando las areniscas. Un metamorfismo pos- terior origina cuarcitas ricas en cinabrio (sulfuro de mercurio). Durante el Carbonífero la placa Armoricana se va desplazando hacia el ecuador, donde las temperaturas son más cálidas, lo que permite que en sus plataformas continentales o cuencas parálicas se acumulen gran cantidad de carbonatos asociados al incremento de la actividad biológica. Se forma- ron de esta manera las calizas de montaña típicas de Asturias y Cantabria. En este periodo comienza la orogenia Varisca o Hercínica por la colisión, en un principio, de la placa Armórica y Laurussia y, posteriormente, con Gondwana; de esta manera, Armórica quedó atrapada entre los dos conti- En la imagen superior, posible origen de la FajaPi- rítica como consecuencia de la distensión de la corteza. En la imagen inferior, colisión de Avalonia con Laurentia. Esta colisión da lugar a la orogénesis Caledoniana (en naranja). La línea roja señala la formación de un rifting y la azul corresponde a la subducción del océano Reico bajo las placas Ava- lonia y Báltica. 2. En la imagen adjunta podemos ver unos ripples en calizas armoricanas del silúrico. ¿Qué información nos aporta estas rocas? 3. ¿Cuál es el origen de las pizarras que se sitúan sobre las cuarcitas armoricanas? 4. Los fósiles de trilobites que se localizan en los Montes de Toledo son muy diferentes de los que aparecen en las series estratigráficas del sur de Portugal. Si la distancia en- tre ambas zonas es, geológicamente hablando, relativamente corta, ¿a qué pueden ser debidas estas diferencias? ACTIVIDADES Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 291 nentes, lo que originó numerosos pliegues, fracturas y cabalgamientos que darían origen al macizo Ibérico (que formaba parte de la cadena Varisca), algunas de cuyas principales unidades ya podían distinguirse a co- mienzos del Carbonífero: ● Armórica sufrió una intensa deformación al encajar- se en Laurussia, dando al orógeno una forma ondu- lada que queda patente en la llamada rodilla astúri- ca, en la zona Asturoccidental-Leonesa. Se apre- cian en esta zona los efectos del plegamiento, como en la franja costera entre Cudillero (Asturias) y la ría de Viveiro (Lugo). ● La zona Centroibérica sufrió los efectos de la oro- genia con mayor intensidad aún: se originaron un gran número de fallas distensivas (normales) por las cuales se intruyeron magmas —procedentes de la fusión de la base de la corteza originada por el pena- cho térmico que, recordemos, se localizaba bajo la placa Armórica—. Así se formaron los espectacula- res paisajes graníticos de las sierras de Madrid, Ex- tremadura y Castilla-León. ● La zona Cantábrica estaba constituida por depósi- tos de calizas de montaña intensamente plegados. ● La zona de Galicia-Tras-os-Montes era una amal- gama de terrenos de procedencia variada, como fragmentos de corteza oceánica y microplacas que quedaron aprisionadas entre Armórica y Laurussia. ● Por último, la colisión continental cerró totalmente el océano Reico situado entre la zona Sudportu- guesa y Ossa-Morena y entre esta y la zona Cen- troibérica. Durante el Carbonífero se producen dos episodios de formación del car- bón. El primero de ellos tiene lugar antes de la colisión entre las placas Ar- mórica y Laurussia debido a la abundante vegetación que se acumulaba en las marismas, deltas, estuarios. El segundo episodio tuvo lugar tras la colisión de Laurussia con Gondwana que tuvo como consecuencia la formación de altas montañas entre las cuales se localizaron valles en los cuales se desarrollaron grandes bosques de hele- chos, cuyos restos dieron lugar a la formación de turberas. En la imagen superior se puede observar cómo la orogénica Varisca afectó a la futura península Ibérica (cuya silueta se ha dibujado). 5. ¿Qué rocas marcan un evento de colisión continental y la desaparición de un océano? 6. Habitualmente los choques de los bordes continentales de placas no llevan asociados fenómenos volcánicos. Sin embargo, en la orogenia Varisca se producen importantes intrusiones magmáticas. ¿Cómo se explica este hecho? ACTIVIDADES Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 292 Como consecuencia de estos eventos, a mediados del Carbonífero existen importantes cuencas de sedimentación interiores límnicas (León y Extre- madura) y parálicas, en las que se acumulan grandes cantidades de materia orgánica. Las frecuentes transgresiones depositarían sobre ellas capas de arenas y arcillas; al retirarse el mar, es decir, durante la regresión, una explo- sión de vegetación colonizaría nuevamente la zona. La repetición de estos acontecimientos origina los ciclotemas. En la península Ibérica se encuentran depósitos de este tipo en numerosos lugares como Galicia, Asturias, León, Lérida, Ciudad Real… El Pérmico, con la progresiva retirada del mar, es un periodo de desmante- lamiento del relieve, con una erosión favorecida por levantamientos isostáti- co del macizo, lo que hizo que incluso llegarán a aflorar terrenos muy anti- guos del Precámbrico. Sin embargo, no se diferencian claramente los mate- riales correspondientes a este periodo de los del siguiente, el Triásico. Al final de este periodo y principios del siguiente, la acumulación de arenis- cas y conglomerados permotriásicos al pie de la cadena Varisca dan lugar a las areniscas rojas modernas, así llamadas debido al color rojo que presen- tan por la presencia de hierro que indican que fueron formadas en condi- ciones de gran aridez. Actualmente el registro sedimentario más completo del permotriásico se localiza en la cordillera Ibérica en algunos puntos de Cataluña y de las islas Baleares. Son principalmente sedimentos aluviales que se desarrollaron en sistemas fluviales entrelazados. Hacia el final del Pérmico, gran parte de las masas continentales se habían convertido en penillanuras por efectos de la erosión. Es en este periodo cuando comienza a individualizarse la península Ibérica debido a la formación de dos grandes fracturas: por el norte, la falla del golfo de Vizcaya que discurre por la actual costa Cantábrica, y los Pirineos; por el sur, la futura falla de Gibraltar. También es en el Pérmico cuando comenzóa configurarse la cordillera Ibérica, siguiendo la zona de sutura va- risca y pasando por diferentes etapas de comprensión y extensión hasta al- canzar su configuración actual. Concluye este periodo con todos los bloques continentales unidos formado la Pangea, con la futura península Ibérica atrapada en el interior del super- continente. En la imagen superior, limos de la Formación Al- cotas en La Rodana (Valencia). Se interpretan co- mo depósitos de una amplia llanura de inunda- ción, surcada por ocasionales canales entrelaza- dos de corta duración y depósitos de lagos some- ros semipermanentes. La presencia de flora fósil ha permitido su data- ción a finales del Pérmico. ACTIVIDADES 7. Durante el Carbonífero se formaron gran cantidad de yacimientos de Car- bón no sucedió lo mismo en el Pér- mico. ¿Por qué? 8. En el Pérmico se formaron las Are- niscas Rojas Modernas. ¿Cuándo se formaron las Areniscas Rojas Anti- guas? ¿En que se asemejan? ¿En qué se diferencian? 9. La sedimentación de las areniscas y limos de la Formación Alcotas tuvo lugar sobre los sedimentos detríticos gruesos de la Formación Boniche. ¿Qué indica este cambio en la estruc- tura de los sedimentos? En la imagen adjunta, ciclotema de areniscas, li- monitas y carbón de la cuenca carbonífera de El Bierzo (León). En el dibujo se han representado sobre la Pangea los futuros límites de placas. El punto rojo indica la situación de la placa Ibérica. Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 293 Mesozoico 252,17– 66,0 Ma Al comienzo del Triásico, la futura placa Ibérica está constituida por una zona emergida, el macizo Ibérico, donde aún se aprecian restos de la oro- genia Hercínica o Varisca, a pesar de la fuerte erosión a la que fue sometida. En las cuencas continentales se forman depósitos del Buntsandstein («are- nisca de colores» en alemán) cuyo color rojizo se debe al óxido de hierro, indicativo de la aridez que asolaba buena parte de Europa meridional y cen- tral, incluida Iberia. A medida que el relieve se rebajaba, las cuencas continentales se colmataban y algunas de ellas se conectaban entre sí, estableciendo extensas llanuras que se abrían hacia el océano Tetis en forma de marismas y estuarios sometidos a una lenta subsidencia. Dos episodios transgresivos depositaron sobre estas llanuras calizas a las que las aguas subterráneas salinas acabaron transfor- mando en dolomías: son los depósitos del Muschelkalk, que en alemán sig- nifica «calizas con conchas». El Triásico superior es una época de subsidencia térmica, por lo que la placa Ibérica —relativamente independizada debido a la presencia de la fractura conocida como falla de Gibraltar— recibió continuos aportes de agua ma- rina. Al evaporarse esta agua, gracias al clima extremadamente árido, dejó depósitos de sales y yesos enriquecidos con arcillas aportadas por el viento. El nombre de estos depósitos, Keuper, hace referencia en alemán a los va- riados colores de estas arcillas y evaporitas. En España el Keuper aflora de forma espectacular en Cortes de Pallás, Cofrentes y el Valle de Ayora, en general en la Comunidad Valenciana, en los yacimientos salinos de Cabezón de la Sal en Cantabria, en los afloramientos de las Sierras Marginales y Les Nogueres en el Pirineo catalán, en las salinas de Medinacelli en Guadalajara, en los depósitos salinos de la Comarca de la Bureba en Burgos y en muchos otros lugares. En el Jurásico, una gran transgresión cubre todo el centro y este de la pe- nínsula, dando lugar a amplias plataformas continentales en las que se depo- sitaban fangos y arenas carbonatadas. El proceso de rifting que se estaba produciendo en Pangea siguió afectando a la placa Ibérica y originó varias cuencas repetidamente invadidas por el mar: – Las cuencas Vasco-Cantábrica y Surpirenaica, formadas a favor de la falla del Golfo de Vizcaya. – La cuenca Ibérica, una extensa plataforma continental que se extendía al este del macizo Ibérico. – La cuenca Bética, también una plataforma continental que enlazaba con la cuenca Ibérica y que terminaba en un talud que descendía hasta el lla- mado océano Alpino, una reciente cuenca oceánica. En las fosas Pirenaica y Bética, más profundas se acumulan grandes espeso- res de sedimentos. Límite Permico-Triásico localizado en el ba- rranco de las Alcotas (Valencia). Se puede ver con detalle el contacto de las limolitas rojas de la Formación Alcotas (Pérmico) y las Areniscas de Cañizar (Triásico). La península Ibérica (cuya forma actual se ha dibujado en verde) durante el Triásico. Ob- sérvese como las fallas del Golfo de Vizcaya y de Gibraltar van independizando la futura placa Ibérica del resto de la Pangea. Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 294 Hacia finales del Jurásico, un penacho térmico abomba el Macizo Hespérico y lo rejuvenece; como consecuencia, se produce la retirada del mar. Asimismo, se reactivan las antiguas fallas, los bloques basculan, se hunden y se levantan. Simultáneamente, la apertura de la dorsal Atlántica empuja a la placa Ibérica que se desplaza a favor de las fallas del Golfo de Vizcaya y de la falla de Gibraltar; ello obliga a la placa Ibérica a girar en el sentido de las agujas del reloj. En el Cretácico, la placa Ibérica se va independizando y rodeando de océa- nos que las separan de otras masas continentales. El abombamiento producido por el penacho térmico durante el Jurásico provoca que predominen los ambientes sedimentarios continentales: ríos, lagos, estuarios, deltas y marismas en donde se produjeron importantes de- pósitos de carbonatos. Poco a poco, la actividad del penacho va disminu- yendo y consecuentemente se produce una subsidencia general que permite varias transgresiones marinas seguidas de los periodos regresivos. Durante las regresiones pro- gresivas los depósitos mari- nos se van limitando a los surcos profundos. Estas re- gresiones cretácicas provocan la acumulación de materia vegetal que dará lugar a la formación de los yacimien- tos de lignitos en el Cretáci- co Superior. Durante todo el Cretácico Superior se va se va forman- do el surco pirenaico y, conse- cuentemente, abriendo el Gol- fo de Vizcaya. Este hecho ori- gina la separación de las placas Eurasiática e Ibérica, lo que obliga a que la placa Ibérica se desplace. Esta apertura fue mayor hacia la dorsal Atlántica en dirección ha- cia la placa norteamericana, por lo que se produjo la rotación de la placa Ibérica en sentido contrario a las agujas del reloj. En este periodo, la zona axial del Pirineo está ya emergida. En algunas zonas costeras se formaron eva- poritas y se originan sedimentos de yeso que se mezclan con los carbonatos de calcio y de magnesio que dieron origen a las do- lomías anaranjadas (en la imagen, Forma- ción Cortes de Tajuña, Guadalajara). Formación Escucha de Utrillas y Montalbán (Teruel) constituida por depósitos de lignitos del Cretácico. En la imagen, la placa Ibérica durante el Cretácico su- perior. En este periodo se van formando un gran nú- mero de dorsales (líneas blancas). Incluso en el golfo de Vizcaya la falla transformante sufre un fenómeno distensivo y comienza a formar corteza oceánica en su extremo occidental. Modelo cinemático del movimiento de la placa Ibérica en relación con la placa Eu- ropea entre el Triásico y el Terciario. En la parte occidental (flecha verde) el despla- zamiento relativo es de 30 km (1), 50 km (2), 150 km (3), 340 km (4) y 200 km (5). 10. En el Cretácico, la placa Ibérica ya se independiza. Explica qué estructuras u océanos lo limita. 11. ¿Qué significado geológico tiene el hecho de que la falla del Golfo de Vizca- ya comenzara a formar litosfera en el Cretácico? ACTIVIDADES Unidad10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 295 Cenozoico 66,0 Ma – actualidad La regresión marina de finales del Cretácico se continúa en el Paleoceno, limitándose los sedimentos marinos a los surcos profundos bético, pirenaico y cantábrico, aunque de facies someras. Aunque a finales del Cretácico la placa Ibérica estaba desplazándose en sen- tido antihorario, el movimiento de la placa Africana hacia el norte empuja la placa Ibérica contra la placa Europea, lo que origina un orógeno de colisión, los Pirineos, con dos vertientes: Vertiente Sur. Se prolonga hacia el sur y suroeste a lo largo de toda la cordillera Cantábrica, formando una alineación montañosa limitada por dos cuencas de antepaís: las cuencas del Ebro y del Duero. Vertiente Norte. Se prolonga hacia el oeste a través de la cuenca Vas- co-Cantábrica y el margen continental Cantábrico. La Cuenca Vasco-Cantábrica se extiende desde el macizo Hercínico o Varis- co asturiano hasta los Pirineos y se prolonga en el mar Cantábrico a lo largo de toda la costa. Los materiales que la constituyen son principalmente me- sozoicos y terciarios. Como consecuencia de la colisión, el proceso de rifting que comenzó en el golfo de Vizcaya se abortó —el Atlántico seguirá abriéndose hacia el norte en lugar de hacia el Golfo de Vizcaya— y se generaron, en el área pirenaica, numerosos pliegues y mantos de corrimiento. El proceso de colisión culmi- naría hacia finales del Eoceno y principios del Oligoceno, hace aproxima- damente entre 35 y 30 millones de años. El choque provoca también el levantamiento de la penillanura en la que se había convertido el orógeno Varisco, pero manteniendo su estructura plana. El levantamiento, orogenia Alpina, se realiza a favor de las fallas presentes, lo que en ocasiones ocasiona un basculamiento, inclinación, de los bloques. Los ríos (Sil, Miño…) se encajan en estas fracturas. También otras zonas se vieron afectadas y, así, los materiales de la cuenca Ibérica, formada durante el Mesozoico, se levantaron dando lugar a la cor- dillera Ibérica y a la Cadena Costero-Catalana. El Sistema Central, muy fracturado y erosionado, se vio afectado pero en menor medida; rejuvenece, dando lugar a relieves como los Montes de Toledo, Sierra Morena, Peña La placa Ibérica durante el Paleógeno. Las flechas naranjas indican el sentido del desplazamiento de las placas Ibérica (en sentido antihorario) y la Afri- cana hacia el norte. Las Zonas Internas que se aprecian a la derecha de la imagen, formarán parte de las cordilleras Béticas. Las calizas de montaña depositadas durante el Mesozoico constituyen el componente mayoritario del Naranjo de Bulnes (Asturias), la montaña más representativa de los Picos de Europa. 12. Nada más levantarse las montañas comienza su desmantelamiento. Esto ocurrió con el Sistema Cen- tral y la cordillera Ibérica. Sin em- bargo, la primera conserva impor- tantes relieves en tanto que la se- gunda prácticamente está total- mente erosionada. Da una explica- ción a este hecho. ACTIVIDADES Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 296 del Francia… En torno a estos relieves alpinos se sitúan cuencas de an- tepaís —las principales cuencas son la del Ebro, la del Tajo, la del Duero, de régimen endorreico, y la del Guadalquivir, la única abierta al mar— que se caracterizan por presentar grandes espesores de sedimentos junto al oró- geno y porque los sedimentos paleógenos están muy deformados por su compresión. Por otro lado, en el Mioceno, otra microplaca situada en el Mediterráneo, la placa de Alborán, se desplaza hacia el occidente y choca contra la placa Ibé- rica por el Este provocando la formación de las Béticas (Zonas Externas); en este caso, la placa de Alborán cabalga sobre la placa Ibérica. Las cordilleras Béticas se extienden más allá de los límites geográficos, pro- longándose hacia el sur por debajo del mar de Alborán y hacia el noreste donde parte de sus estructuras se continúan sin interrupción por el fondo del Mediterráneo, hasta la isla de Mallorca, y forma el Promontorio Balear. La estructura y evolución posterior de las Béticas es mucho más compleja que en el caso del Pirineo, ya que resultan de la interacción de dos grandes placas y de un bloque continental (la microplaca de Alborán, que daría lugar a las actuales Zonas Internas) que se desplaza hacia el oeste y que finalmente colisiona contra los márgenes mesozoicos de Iberia y con el noroeste de África, formando la cordillera Bético-Rifeña. Se producen una serie de reajustes tectónicos postorogénicos que dan lugar a una serie de fosas en las que se sitúan cuencas de sedimentación que ter- minarán colmatándose por sedimentación cada vez más somera. En el Mioceno Medio una transgresión pone en contacto el Mediterráneo con el Atlántico por un estrecho norbético, donde se depositarán sedimen- tos marinos. En el Mioceno Superior la cordi- llera Bética se frac- tura y aísla ambos mares, limitándose los sedimentos ma- rinos a la zona de las marismas. En el Mioceno- Plioceno comienza Las cordilleras Béticas están constituidas por varias cadenas montañosas de distintos orígenes por lo que a su vez se subdividen en Zonas Internas, más cercanas al mar, y Zonas Externas más hacia el interior de la placa Ibérica. En la imagen, las Zonas Externas. El arco de Gibraltar Es una región geológica que se co- rresponde a la cordillera arqueada que rodea el mar de Alborán (situado entre la península Ibérica y África). Está formado por la cordillera Bética (sur de España), el estrecho de Gibral- tar, las ciudades autónomas de Ceuta y Melilla y la cordillera del Rif (norte de Marruecos). La falla de Gibraltar «rompe» el arco. Reconstrucción paleogeográfica del sur de la península Ibérica durante el Mioceno, previo a la formación del estrecho de Gi- braltar. La línea roja indica la costa actual. S = cuenca de Sorbas, Almería; B = corredor bético; R = corredor del Rif. G = estrecho de Gibraltar, M = mar Mediterráneo. Mapa en 3D del Promontorio Balear y del Surco de Valencia. Mapa en 3D del Promontorio Balear y del Surco de Valencia Unidad 10 Geología de España Evolución geológica de la placa Ibérica CIDEAD 297 un proceso de rifting que se extiende desde el valle del Rin hasta la platafor- ma continental valenciana. La evolución de los sistemas de fracturas provo- có el adelgazamiento de la corteza continental y la formación de corteza oceánica en el llamado Surco de Valencia; además, fragmentó el extremo oriental de la placa Ibérica, de forma que el bloque formado por Córcega, Cerdeña y parte de las Baleares, se separó y empezó a derivar hacia el este. Durante el Plioceno, el basculamiento del Macizo Hespérico hacia el oeste definirá la red fluvial de muchos ríos que se encajan en las cuencas terciarias y dan lugar a la formación de terrazas. También en esta época, el relieve al- pino resultó arrasado por la erosión. Un nuevo reajuste tectónico con frac- turación eleva otra vez estos relieves a gran altura; esto sucedió, por ejem- plo, con la cordillera Ibérica. Entre el Neógeno y el Cuaternario se produjeron diversas manifestaciones volcánicas en la península: en la región de Olot (Gerona), la región del Campo de Calatrava (Ciudad Real) y la región del Cabo de Gata- Cartagena, posiblemente en relación con la actividad del Surco de Valencia. En general, los periodos Plioceno y Cuaternario fueron de carácter erosi- vo, con depósitos escasos y difíciles de clasificar —depósitos pliocuaterna- rios—A estos depósitos de transición plioceno-cuaternaria corresponden las rañas, depósitos mal clasificados, propios de zonas áridas que cubren gran- des áreas en Extremadura, Montes de Toledo, etcétera. Duranteel cuaternario, las cuencas del Tajo, Duero y Ebro, que en un prin- cipio eran endorreicas, se abren al mar. En el Pleistoceno las glaciaciones afectaron a la península formándose gla- ciares de circo o de circo y lengua en altitudes superiores a 1800-2000 me- tros (Pirineo, Sierra nevada, Sistema Central, Picos de Europa, Picos de Ur- bión y macizo Galaico-Portugués). Más extensa fue la acción periglaciar. En relación con las glaciaciones se han producido variaciones en el nivel del mar, lo que a su vez ha originado terrazas marinas, acantilados muertos…, y en algunas zonas como las costas gallegas, las rías. La erosión glaciar cuaternaria constituye la última fuerza modeladora del paisaje actual (que también afectó a las Béticas). Actualmente se está produ- ciendo un levantamiento generalizado de la península Ibérica, seguramente relacionada con las ramificaciones del surco de Valencia. Además nos ha- llamos en un periodo interglaciar dentro de una glaciación. Formación de las islas Canarias Como vimos en la unidad 3, el origen de las islas Canarias es objeto de con- troversias y las últimas investigaciones apoyan la hipótesis de un origen mix- to. Estas islas comenzaron a formarse en el Cretácico y continuaron a lo lar- go del Cenozoico, aunque en su mayor parte bajo el mar. Hace 21 millones de años emergió la primera isla: Fuerteventura. La actividad volcánica de es- tas islas ha sido más o menos continua durante todo el Paleógeno y el Cua- ternario. En la imagen rañas de Cañamero, en el Geoparque de Villuercas, Ibores y Jaras (Cáceres). Estas rañas están constituidas por amplias capas su- perpuestas de materiales arcillosos y arenosos de co- lor rojizo-amarillento, que constituyen una matriz que engloba numerosos cantos redondeados de cuarcitas, areniscas y a veces pizarras. Evolución de la cuenca del Guadalquivir a lo largo del Mioceno (a y b). La línea de puntos señala la lí- nea actual de costa. ACTIVIDADES 13. En algunas zonas del fondo del Medi- terráneo se han encontrado capas de sal que incluso llegan a superar los 2 km de espesor. ¿Cómo pudo formar- se esta capa? 14. Explica la relación entre glaciaciones y la formación de acantilados muer- tos, terrazas marinas y playas eleva- das. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 298 2 Constitución ge del En la península Ibérica afloran terrenos que podemos distribuir en cuatro grupos: Precámbricos. Afectados en mayor o menor grado por metamorfismo, intrusiones magmáticas, deformaciones tectónicas… Paleozoicos. Deformados y afectador por la orogenia Varisca (dominio hercínico). Mesozoico-Paleógenos deformados por la orogenia Alpina (domi- nio alpino). Mesozoico-Paleógenos no deformados por la orogenia Alpina. A partir de estos afloramientos y de los del subsuelo se pudo reconstruir el pasado de la península Ibérica tal como hemos visto en el epígrafe anterior. Los materiales del Precámbrico solo aparecen como núcleos aislados y ge- neralmente incorporados a las estructura hercínicas. El dominio hercínico aflora abundantemente en la península; en otros casos se localizan bajo una cobertera mesozoica-paleógena. La cobertera mesozoica–paleógena se ubica en unas zona poco o nada de- formadas, que constituyen las mesetas o, geológicamente hablando, super- ficies altamente erosionadas —plataforma posthercínica—; en otras apa- rece deformada por la orogenia Alpina, como en la cordillera Ibérica Además de las estructuras relacionadas directamente con las orogenias cita- das, existen en distintas zonas una serie de estructuras —fosas, horst, relie- ves antiguos reactivados…— producidas en diversos periodos de la historia geológica de la península Ibérica, y caracterizados por ser consecuencia de En el afloramiento clásico del cerro de las Ermi- tas (Córdoba) se encuentran materiales (andesi- tas) del Proterozoico y conglomerados y calizas con arqueociatos del Cámbrico inferior. En la imagen superior, el cerro de las Ermitas; en la imagen inferior, los arqueociatos (de color marrón) en calizas. El dominio alpino está integrado por las Béticas y el Pirineo, y directamente relacionado con el do- minio alpino euroasiático (Alpes, Cárpatos, etcé- tera) que se extiende hasta Birmania. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 299 una tectónica distensiva. De esto supone un buen ejemplo la formación y relleno de las cuencas cenozoicas postalpinas. Según esto, se puede establecer en la península las siguientes grandes unida- des geológicas: dominio hercínico, las áreas de plataforma posthercínica que incluyen las cordilleras intermedias, el dominio alpino y, por último, las cuencas terciarias. Dominio hercínico: macizo Ibérico Existen algunos afloramientos hercínicos ligados, probablemente, a segmen- tos de la Europa meridional y a costa de África, y que están integrados en el dominio alpino (núcleos prepaleozoicos y paleozoicos de las cordilleras Bé- ticas, Pirineos…) pero el dominio hercínico principal lo forma el Macizo Hespérico o Ibérico que aflora en la mitad occidental de la península (aunque se continúa bajo una cobertera mesozoica y cenozoica en una ex- tensión mucho mayor alcanzando por el este a la cordillera Ibérica), como puede comprobarse por las características de los núcleos prepaleozoicos y paleozoicos que aparecen en ella. Caracteres generales El macizo Ibérico presenta las siguientes características: Está constituido por fragmentos de litosfera continental y oceánica pro- cedentes de distintos lugares que han colisionado en diversas ocasiones. El Macizo Hespérico forma parte de la gran cadena hercínica europea; estaría unido al macizo Armoricano-macizo Central francés y al África noroccidental. La separación posterior sería consecuencia de la dinámica de placas, al formarse el Atlántico y el golfo de Vizcaya. Los materiales que lo forman son rocas precámbricas y paleozoicas ple- gadas y afectadas por un metamorfismo regional, y atravesadas por in- clusiones graníticos paleozoicas. En el macizo Ibérico se advierten unas direcciones de plegamiento, en general SE-NW, con una flexión al E de la parte norte —rodilla astú- rica—. Además, el macizo en conjunto presenta una cierta bilateralidad, con una parte central más antigua, con granitizaciones y metamorfismo, a ambos lados de la cual aparecen materiales cada vez más modernos hacia las zonas externas y con vergencias, inclinación, opuestas. Aparte de los caracteres generales citados, se presentan unos caracteres diferenciales que permiten dividir el macizo en cinco zonas según las ca- racterísticas estratigráficas, estructurales, metamórficas y magmáticas. Distribución de algunos macizos de la cordillera Va- risca o Hercínica en Europa. Tenía forma arqueada, estando unidos el noroeste de la península Ibérica (Galicia) y la Bretaña Francesa (macizo Armoricano). En el dibujo, se han representado con líneas negras las siluetas actuales de España y Francia para facilitar su comprensión pero no se corresponde con las zo- nas emergidas (en distintos tonos de gris). Las zonas blancas corresponden a las áreas sumergidas Principales zonas del macizo Ibérico: Zona Cantábri- ca, Zona Asturoccidental-Leonesa, Zona Centroibéri- ca, Zona de Ossa-Morena y Zona Sudportuguesa. ACTIVIDADES 15. ¿Cuándo tuvo lugar la orogenia Varisca o Hercínica? ¿Cómo se produjo? Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 300 Zona Cantábrica Es una zona externa del orógeno Varisco o Hercínico y se encuentra en el núcleo del Arco Ibero-Armoricano, tal como podemos observar en el mapa de la página anterior. El Precámbrico solo aflora, de un modo claro, en el antiforme de Nar- cea, situadoen el límite de esta zona con la Asturoccidental- Leonesa y esta constituido por pizarras y cuarcitas neoproterozoicas. Presenta todos los sistemas del Paleozoico (Cámbrico, Ordovícico…), bas- tante concordantes entre sí. En general, se trata de sedimentos someros de plataforma (cuarcitas, pizarras, calizas litorales…) y poco potentes hasta el Devónico. En los depósitos del Carbonífero aparecen reflejos de inestabilidad orogé- nica, con distintos ambientes sedimentarios: Calizas de montaña en los Picos de Europa, de ambiente marino. Sedimentos parálicos (de plataforma) hulleros —unos 6000 metros de potencia— en la cuenca central asturiana. Depósitos límnicos (cuencas interiores) con carbón (cuenca occiden- tal asturiana y Norte de León) de finales del periodo. La orogenia Varisca produjo en esta zona importantes pliegues y mantos de corrimiento (cabalgamientos), de tal forma que en algunas zonas el Cámbri- co reposa sobre el Devónico. A pesar de ello, no aparecen señales de meta- morfismo ni de actividad magmática importante salvo pequeños plutones y diques asociados a estructuras distensivas del final de la orogenia Varisca. Zona Asturoccidental-Leonesa Se extiende en una franja curvada, de cerca de 100 km de anchura, que sigue el Arco Ibero-Armoricano, aunque también hay afloramientos en la sierra de la Demanda (Burgos) y en la cordillera Ibérica. Geológicamente representa un tránsito entre la parte externa del orógeno Hercínico (zona Cantábrica) y la parte que sufrió un intenso metamorfismo (zona Centroibérica) en donde aparecen varios núcleos precámbricos de gneises con grandes cristales de feldespatos (Formación Ollo de Sapo) y pizarras muy metamorfizadas. Esta zona se caracteriza por un gran espesor de sedimentos cámbricos y or- dovícicos (más de 11 000 metros) y por su naturaleza principalmente silici- clástica (pizarras y areniscas, con algunos niveles volcánicos y volcanoclásti- cos, y calizas) y más homogénea que los de la Zona Cantábrica. Están representados materiales desde el Cámbrico hasta principios del De- vónico, correspondientes a facies marinas, primero someras y ya en el Or- dovícico superior, profundas. Hay poca representación de depósitos poste- riores, del Devónico Medio y Superior, del Carbonífero —solo la cuenca carbonífera de Ponferrada— o del Pérmico. Basándose en las diferencias es- tratigráficas se han definido tres dominios para esta zona: el dominio del Sinclinal asociado al río Narcea, perteneciente a su vez al Antiforme del Narcea, en el occidente de Astu- rias Esquema que muestra las zonas del Macizo Hes- périco situadas al norte y noroeste de la penín- sula Ibérica. En cada uno de ellas se indica los materiales o dominios predominantes. Gneis Ollo de Sapo (Playa de Xilloi). En este ejem- plar se pueden apreciar ollos, “ojos”, de feldespato y cuarzo. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 301 Navia y Alto Sil, el dominio del Manto de Mondoñedo y el dominio de Caurel-Truchas. En esta zona encontramos una fuerte curvatura centrada en Asturias, for- mando el denominado Arco Ibero-Armoricano, también conocido como Arco Astúrico o Rodilla Astúrica, que se continúa en el macizo Armori- cano francés. Estructuralmente esta zona se caracteriza por la presencia de pliegues ver- gentes, inclinados, al este, y pliegues más tumbados y apretados hacia el oeste, cortados por cabalgamientos inclinados en el mismo sentido y un posterior plegamiento con ejes verticales. La zona Asturoccidental-Leonesa presenta metamorfismo de bajo a medio, más intenso hacia el oeste, hacia las zonas internas del orógeno y una fuerte deformación y foliación tectónica visible en casi todas las rocas. En la zona hay diversos plutones graníticos emplazados en varias fases de la orogenia Varisca y localizados a diferentes profundidades corticales. Zona Centroibérica Es la más ancha y extensa del macizo Ibérico. Comprende casi toda Galicia, el norte de Portugal y parte de Castilla y León, llegando hasta el batolito de Pedroches (Córdoba), donde alcanza la Sierra Morena. En el norte de esta zona se encuentran cabalgando sobre ella las unidades que componen la Zona de Galicia Tras-Os-Montes. Aquí se sitúa el núcleo del Macizo Hespérico, al que corresponden una serie de afloramientos precámbricos. Representa la parte central o axial del orógeno Hercínico, es decir, es la zona en la que tuvo lugar la colisión de placas; por tal razón, los materiales aparecen muy plegados y volcados a ambos lados de la zona. Predominan los materiales precámbricos y cámbricos —pizarras con inter- calaciones de cuarcita, grauvacas y calizas—, siendo difícil establecer el lími- te entre ambos. También aparecen materiales del ordovícico: cuarcita armo- 16. Actualmente la rodilla astúrica no tiene comunicación con el macizo armoricano francés, a pesar de que ambas tienen el mismo origen. Explica por qué. 17. En el Ordovícico se depositaron calizas sobre pizarras y cuarcita armoricana. ¿Qué evento tuvo lugar? ACTIVIDADES En la imagen de la derecha, corte geológico muy sim- plificado de la Zona Asturoccidental-Leonesa que, de oeste a este, pasa por las localidades de Mondoñedo (Lugo), San Martín de Oscos y Tineo. Hacia el este, las distintas unidades se apilan sobre la placa que tende- ría a subducir en la colisión. En la imagen inferior, sobre una fotografía de Google Earth se han dibujado las curvas que siguen la forma de la Rodilla Astúrica. Mapa simplificado de la zona Centroibérica. Obsérvese su relación con la Formación “Ollo de Sa- po” y con el Batolito de los Pedroches. En esta zona se localizan algunas cadenas montaño- sas como el macizo Galaico-Portugués, el Sistema Central y los Montes de Toledo. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 302 ricana asociada a pizarras y niveles calizos. El paleozoico superior es casi inexistente en esta zona, salvo en la cuenca hullera de Puertollano. Hay un gran paralelismo estructural con sinclinorios en dirección NW-SE en la parte centro-sur y macizos redondeados en la parte norte. Algunos de estos macizos se consideran alóctonos. Los materiales presentan un meta- morfismo y esquistosidad variable (máxima en Galicia y Portugal), granitiza- ciones y manifestaciones volcánicas, sobre todo del Ordovícico y del Silúri- co, muy uniformes en casi toda la zona. Basándose en la estratigrafía de las rocas preordovícicas se distingue el do- minio del Ollo de Sapo, en el norte y el dominio del Complejo Esquis- to-grauváquico, que corresponde a la mayor parte de la zona. El magmatismo de la orogenia Varisca está muy desarrollado en la zona, con granitos autóctonos formados a partir de la fusión in situ de los materiales preorogénicos (anatexia) y con plutones graníticos tardiorogénicos. En relación con estas estructuras se localizan en la zona mineralizaciones importantes. Así, en Almadén, las pizarras y cuarcitas del Silúrico presentan intercalaciones de lavas básicas que constituyen yacimientos de cinabrio; re- lacionados con los plutones graníticos hay yacimientos de estaño, wolframio y otros en Galicia, de uranio en Salamanca y Cáceres, y de plomo, uranio, y cobre, en el distrito minero de Linares-La Carolina. Zona Ossa-Morena Los límites de la zona están marcados por la presencia de rocas de corteza oceánica (ofiolitas): al noreste por la Zona de Cizalla de Badajoz- Córdoba, al sureste por las anfibolitas de Beja-Acebuches, que indican el cierre de zonas oceánicas y la sutura de bloques continentales generados por una colisión oblicua entre placas tectónicas. Presenta una gran extensión superficial y potencia de afloramientos pre- cámbricos y cámbricos. Los restantes sistemas del Paleozoico, de facies ma- rina, aunque escasos, estántambién representados hasta el Carbonífero. Se caracterizan por un metamorfismo entre bajo y muy bajo, con excepciones Zona de Galicia-Tras-os-Montes Se encuentra en el noroeste del maci- zo Ibérico y corresponde a un conjun- to complejo de láminas alóctonas ca- balgantes que se extiende unos 300 km sobre la Zona Centroibérica. Está formado por fragmentos de cor- teza oceánica (ofiolitas), de materia- les mezclados de procedencia conti- nental y de posibles arcos insulares, que en conjunto indican una sutura de cierre oceánico, el océano Reico; durante este proceso, los fragmentos de la corteza oceánica y zonas con corteza engrosada (microcontinentes, terrenos, arcos insulares…) que no han podido subducir, se van apilando contra el margen (acreción). El granito negro es la roca más espec- tacular de este paraje; además, es la más antigua de la península Ibérica y una de las más antiguas del planeta. Este granito negro se formó bajo la superficie terrestre, hace aproxima- damente 1160 Ma. Esta roca ígnea permaneció a gran profundidad hasta que emergieron cuando los continentes, que estaban agrupados en uno solo, la Pangea, se dividieron, lo que produjo un acanti- lado de más de 600 metros de altura. En la imagen adjunta, detalle del límite noroeste de la Ossa-Morena en el que se observa la Zona de Ciza- lla de Badajoz-Córdoba. En la fotografía se pueden observar anfibolitas de Beja-Acebuches, presentes en Almadén de la Plata, en el Geoparque Sierra Nor- te de Sevilla, que se interpretan como los restos de un antiguo fondo oceánico, lo que indicaría la exis- tencia de una antigua zona de sutura entre placas tectónicas. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 303 en algunas zonas en que es de alto grado. En el Carbonífero también hay depósitos límnicos hulleros, como en Peñarroya (Córdoba). Hay abundantes intrusiones graníticas precámbricas, cámbricas y carbonífe- ras, tanto simultáneas como posteriores a la deformación varisca. La zona se caracteriza por pliegues tumbados con vergencia al suroeste y cabalgamientos con desplazamiento también al suroeste. La edad del plega- miento se sitúa aquí en el Carbonífero Inferior. El conjunto de la zona se interpreta como un bloque continental fusionado durante la orogenia Varisca con los bloques adyacentes de la Zona Cen- troibérica y la Zona Sudportuguesa. Zona Sudportuguesa Ocupa el SW del Macizo Hespérico. Corresponde a una región externa del orógeno Varisco. En su límite con la Zona de Ossa-Morena presenta ofioli- tas, que atestiguan un cierre oceánico, la sutura entre las placas de Armórica y Avalonia. Al igual que en el contacto entre la Zona Sudportuguesa y la Zona de Ossa-Morena, aquí también se produce una colisión oblicua de los bloques continentales. Ambos contactos, observados en superficie, se mani- fiestan en los mapas de anomalías del campo magnético y gravimétrico. La Zona Sudportuguesa tiene una litología mucho menos variada que las zonas exteriores. Destaca una alternancia rítmica muy potente de sedimen- tos marinos y cuarcitas y pizarras, rocas metamórficas de bajo grado, del Devónico Medio al Carbonífero, con abundantes intercalaciones volcánicas. Estas intercalaciones son especialmente potentes en la Faja Pirítica (unos 300 km) que destaca por contener la mayor acumulación mundial de sulfu- ros metálicos masivos, de enorme importancia económica (minas de São Domingos, Neves Corvo, Tharsis, Río Tinto o Aznalcóllar). Se formaron durante el Carbonífero Inferior, en un momento extensional de la cuenca previo a la colisión varisca. A esta Faja Pirítica corresponden los yacimientos de sulfuros de Riotinto, Tharsis, etcétera. En cuanto a la tectónica, toda la zona está compuesta por sucesivos cabal- gamientos de materiales paleozoicos superpuestos y volcados hacia el sur. Río Tinto El río es conocido por el color rojizo de sus aguas, de ahí su nombre. La coloración tiene su origen en la me- teorización de minerales, que contie- nen sulfuros de metales pesados, ha- llados en los yacimientos de pirita y calcopirita a lo largo del río. Se espera que la Cuenca Minera del Río Tinto sea declarada próximamen- te Geoparque. ACTIVIDADES 18. La datación radiométrica de la Formación Ollo de Sapo indica que e formado por sedimentos terrígenos de unos 1500 Ma, de materiales de origen volcánico o plutónico de hace unos 500 Ma y de materiales metamorfizados de unos 330 Ma. ¿A qué eras o periodos pertenece cada uno de los tipos de materiales mencionados? Esquema simplificado del contacto, transpresión, en- tre la Zona Sudportuguesa y la Zona de Ossa-Morena que se produjo durante el Carbonífero. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 304 Áreas de plataforma posthercínica: cordilleras intermedias En el Macizo Hespérico, deformado por la orogenia Varisca, se diferenció un área elevada que fue siendo erosionada hasta alcanzar la penillanura. Por ajustes tectónicos en la vertical el relieve se rejuveneció en parte —de ello son muestras el Sistema Central y los Montes de Toledo—, lo que per- mitió que se prolongase la acción erosiva. En las áreas menos elevadas se constituyeron cuencas de sedimentación donde, sobre un zócalo paleozoico, se fueron acumulando nuevos depósitos formando la denominada cobertera mesozoica-cenozoica discordantes con el relieve hercínico desgastado por la erosión. El alcance superficial y profundidad de estas cuencas fue variando con el tiempo. De estos depósitos posthercínicos, unos aparecen, como hemos dicho, inde- formados (áreas de plataforma posthercínica); otros están considerable- mente deformados formando las llamadas cordilleras intermedias. Cordillera Ibérica (Sistema Ibérico) Presenta una orientación NW-SE, se sitúa entre la sierra de la Demanda (donde se han localizado los restos de Atapuerca) y el sur de Valencia, don- de se encuentra con la Cordillera Bética. Aunque la edad de la deformación principal —final del Oligoceno– corres- ponde a la orogenia alpina, el estilo tectónico es diferente, estando, en cam- bio, muy ligado a la estructura del Macizo Hespérico. Ello hace que se con- sidere como una cordillera de tipo intermedio. El algunas zonas hay grandes acumulaciones de sedimentos marinos del Mesozoico lo que indica la existencia allí de surcos, cuencas, de fuerte sub- sidencia posthercínica. Los materiales del zócalo que asoman son precám- bricos, paleozoicos, y guardan relación directa con los de la Zona Asturoc- cidental-Leonesa del Macizo Hespérico. Los materiales de la cordillera Ibé- rica son fundamentalmente sedimentos mesozoicos: Triásico en facies Buntsandstein y Keuper, Jurásico calcáreo-margoso y Cretácico, detrítico en la base y carbonatado en los niveles superiores. El estilo tectónico presenta unas estructuras de bloques del zócalo a las que la cobertera se adapta unas veces y otras se pliega independientemente, gra- cias a la presencia de evaporitas del Triási- co Superior, que actúa como nivel de des- pegue. No hay indicios de eventos mag- máticos ni metamórficos importantes. Áreas de plataforma oriental Al este del Macizo Ibérico se extiende una amplia plataforma con surcos y umbrales que alcanza el Mediterrá- neo, en la que los depósitos son, en líneas generales, similares, aunque con variaciones de facies y espesores. Estos depósitos son, de más antiguos a más modernos: – Un Triásico germánico (Buntsands- tein y Keuper) de naturaleza detrí- tica con evaporitas y caliza. – Un Jurásico marino margoso y calizo o dolomítico. – Un Jurásico Superior-Cretácico Infe- rior, que se va haciendo continental (regresión), de facies detríticas con intercalaciones carbonatadas. Se localizan aquí los depósitos delig- nitos de Utrillas, formados a con- secuencia de una transgresión par- cial que tuvo lugar hacia finales del Cretácico Inferior. – Del Cretácico Superior, con facies marinas poco profundas, de calizas y margas, formadas durante una amplia transgresión que alcanzó hasta Ávila y Toledo. – Del Paleógeno generados por una nueva regresión. Los sedimentos depositados corresponden a me- dios marino-lagunar y continental, según las zonas. – Al final del Oligoceno estos materia- les sufrieron los efectos de la oro- genia alpina, formándose la Cordi- llera Ibérica, las Costero-Catalanas y, posteriormente, las depresiones terciarias. Formaciones de calizas marinas de plataforma conti- nental del Cretácico en la Cordillera Ibérica (Hoz de Beteta, Serranía de Cuenca). Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 305 Montes de Toledo Separan la cuenca del Tajo de la del Guadiana. Son numerosas las pedrizas, o canchales, grandes cúmulos de cantos angulosos de cuarcita formados por gelifracción Se trata de una estructura rejuvenecida por la orogenia alpina, pero a dife- rencia del Sistema Central, no son bloques levantados y hundidos, sino que es un relieve apalachense puesto al descubierto tras la intensa erosión que afectó a la zona después de la orogenia. Son, pues, crestones cuarcíticos, de cuarcita armoricana, de una altura uniforme, en torno a los 1400 metros, que no han sido afectado por la erosión glaciar. Los Montes de Toledo, al igual que el Sistema Central, están constituidos mayoritariamente por materiales precámbricos y paleozoicos, de tipo detríti- co e ígneo. En la imagen de la derecha, mapa físico de España en el que se puede ver las principales cadenas montaño- sas, depresiones y grandes fallas. En la imagen inferior, esquema de la formación del relieve apalachense, un tipo de relieve generado en rocas sedimentarias antiguas y, por lo tanto, muy erosionado y convertido en una plataforma de ero- sión, pero que ha sufrido en épocas más recientes un levantamiento general (a escala regional). La erosión deja al descubierto capas duras (crestas de altitud similar) separadas de depresiones formadas por ca- pas blandas. En la imagen de la derecha, corte geológico del sec- tor occidental de los Montes de Toledo. ACTIVIDADES 19. Recuerda qué es la gelifracción y explica en qué consiste. 20. Representa la columna estrati- gráfica del corte geológico de los Montes de Toledo por las zonas A y B Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 306 Sistema Central El Sistema Central es una cordillera situada en el centro de la península ibé- rica que tiene una orientación SO-NE. Tiene una longitud aproximada de 600 km y va desde el centro de Portugal al Sistema Ibérico, situado en el centro-noreste de España. Forma parte de la Zona Centroibérica del macizo Ibérico excepto su extre- mo oriental (sierras de Ayllón y Alto Rey y parte de Somosierra) que perte- nece a la Zona Asturoccidental-Leonesa. Ambas zonas están separadas por la falla de la Berzosa. El Sistema Central representa la división de la Meseta Central entre la sub- meseta norte y la submeseta sur y, salvo alguna excepción menor, constituye la divisoria entre las cuencas del Duero y del Tajo. El sistema se levantó durante la orogenia Alpina, en el Cenozoico, aunque los materiales sobre los que se asienta (el zócalo granítico meseteño) sean de la orogenia Hercínica. En la zona Asturoccidental-Leonesa predominan las rocas metamórficas y en el resto plutónicas, esencialmente diversos tipos de granito. En una extensa zona también aflora el gneis “Ollo de Sapo”. Alrededor de los macizos metamórficos y plutónicos aparecen acumulacio- nes discontinuas de rocas sedimentarias, principalmente del Cretácico, que en ocasiones afloran en zonas deprimidas del Sistema Central, como es el caso del Valle del Lozoya. Estas rocas han sufrido una fuerte erosión, por lo que se han aplanado mucho tanto en las cumbres (conocidas por los mon- tañeros como "cuerdas") como en las estribaciones septentrionales y meri- dionales. Por tanto, el Sistema Central es una cordillera formada por rocas muy antiguas pero con un relieve reciente. Sección esquemática noroeste-sureste del Sistema Central. Nótese la corteza engrosada bajo la cadena y la presencia de fallas inversas y de desgarre. El Sistema Central está formado por un conjunto de bloques separados por fallas muy antiguas y mal sol- dadas que permiten que el relieve se reactive duran- te orogenias posteriores como la Alpina. En la imagen superior, cima de Peñalara y laguna grande del circo de Peñalara. Forman parte del Parque Natural de Peñalara (Madrid). Tanto la la- guna como el circo tienen un origen glaciar (Cua- ternario). En la imagen inferior, el circo de Gredos (Ávila), en la Sierra de Gredos. Es también otra de las pocas formaciones glaciares del Sistema Central. 21. Hacia el este de la falla de la Berzosa, el Sistema Ibérico pertenece a la Zona Asturoccidental-Leonesa que se caracteriza por la presencia de otro tipo de rocas. ¿Cuáles son? 22. Durante el Pérmico y la mayor parte del Mesozoico, el Sistema Central constituyó un importante relieve; sin embargo, la transgresión cretácica llegó a cubrirlo, a pesar del que el nivel del mar solo subió entre 75 y 100 metros. Da una posible explicación a este hecho. 23. A pesar de haber estado bajo las aguas, la cantidad de sedimentos es muy escasa. ¿Por qué? ACTIVIDADES Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 307 Cordilleras Costero-Catalanas Están situadas entre Gerona y Castellón, siguiendo la costa mediterránea. A pesar de su proximidad, no están relacionables con el Pirineo, y si, como ocurre con la Ibérica, con el desarrollo posthercínico del Macizo Hespérico. Son dos alineaciones montañosas paralelas a la costa que responde a una es- tructura de bloques elevados del zócalo con una fosa (rift) longitudinal en el centro. Además, el conjunto está dislocado por una serie de fallas transver- sales. Más que un plegamiento —los pliegues aparecen solo localmente—, se trata de una estructura causada por una tectónica de distensión que tuvo lugar en el Mioceno debido a la apertura del Surco de Valencia. El zócalo es análogo al del Macizo Hespérico, ya que está formado princi- palmente por rocas plutónicas emplazadas en la fase distensiva que siguió a la orogenia Varisca. Por esta razón es contemporáneo al de la zona Cen- troibérica del Macizo Hespérico. Además, hay gran cantidad de rocas meta- mórficas paleozoicas. Las grandes masas de rocas plutónicas están formadas por diversos tipos de granito; además, hay rocas volcánicas en la región de la Garrotxa. El vulcanismo de la Garrotxa —más de 40 conos volcánicos— dio lugar a potentes y extensas coladas de lava. Su origen está en la apertura del Surco de Valencia, en el Mioceno y algunos de sus volcanes se mantuvieron acti- vos hasta hace 10 000 años. La cobertera es semejante a la de la Cordillera Ibérica en la parte sur, puesto que ambas proceden de los depósitos la cuenta Ibérica que fueron compri- midos durante la orogenia Alpina. Hacia el norte los depósitos mesozoicos se adelgazan, llegando a desaparecer en el límite con la depresión del Ebro. Los materiales Paleógenos recubren los anteriores. Plataforma Cantábrica La cobertera mesozoico-paleógeno en el margen septentrional del Macizo Hespérico presenta fases análogas a las de la plataforma posthercínica orien- tal, y en la parte ubicada al este de la zona van cambiando gradualmente has- ta enlazar con las de las cadenas subpirenaicas. Esta cobertera aparece en la parte este de la cordillera Cantábrica se prolon-ga bajo el mar y emerge parcialmente en las proximidades del Gijón, Ovie- do, Avilés y Ribadesella. En cuanto a la estructura, hay zonas poco o nada deformadas, como es el caso de la cuenca mesozoica asturiana (zona de Gijón, Oviedo, etcétera), y otras, las de la parte este de la cordillera cantábrica, que presentan defor- maciones, aunque, en general, poco importantes; se trata de pliegues suaves con dirección NW-SE, y son frecuentes los diapiros triásicos salinos perfo- rando las series mesozoicas. En la imagen superior, esquema geológico básico de las cordillera Costero-Catalana. En la imagen inferior, el Parque Natural de la zona Volcánica de la Garroxta desde el aire. En primer término, el volcán Santa Margarida. Al fondo, el volcán Croscat. Icnitas En la franja costera comprendida en- tre Gijón y Ribadesella se pueden en- contrar icnitas (señales que quedan tras una actividad biológica, como por ejemplo una huella) debido a que allá por el Mesozoico el lugar era una la- guna llena de fango. Esto facilitaba la impresión de las marcas que los ani- males dejaban a su paso. Los círculos rojos de la imagen señalan dos huellas de dinosau- rios en la playa de la Griega (As- turias). Obsérvese su tamaño en comparación con las botas que aparecen en la parte superior de la imagen. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 308 Dominio Alpino: Cordilleras Béticas Incluye las regiones geológicas en las que la orogenia Alpina imprimió su ca- rácter estructural. En la península Ibérica este dominio está integrado por las Béticas, y en un sentido más amplio, también por los Pirineos. Cordilleras Béticas Es un conjunto típicamente alpino que comprende varias alineaciones de montañas y es muy complejo. Está adyacente el Macizo Hespérico y se ex- tiende desde el golfo de Cádiz hasta las costas valencianas donde se adentra bajo el mar y emerge nuevamente en el NE de las Baleares. Por el sur se prolonga en la cordillera del Rif, en África. A nivel cortical, el hecho más destacable es que no se detecta una raíz nota- ble bajo la cordillera como ocurre con otros orógenos alpinos, ya que, aun- que se observa cierto engrosamiento de la corteza, no se superan en ningún caso los 40 km. Además, se produce un rápido adelgazamiento que se ob- serva 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. Estas variaciones corticales, así como los criterios petrológicos y estructura- les, ha llevado a distinguir en la Cordillera Bética dos grandes zonas o domi- nios diferenciados — con un origen paleogeográfico distinto— y separados en dos conjuntos o Zonas: Zonas Externas, formadas a su vez por el Pre- bético y el Subbético y las Zonas Internas o Dominio de Alborán. Entre ambas se localiza el flysch del campo de Gibraltar. Zonas externas: Unidad Prebética No aparece en la parte más occidental de la cordillera y aflora entre Martos (Jaén) y se extiende, en parte cubierta por el Mediterráneo, hasta Baleares. Limita al norte con la depresión Bética y por el sur con el Subbético. El zócalo premesozóico no aflora en esta zona. Tampoco se encuentran ro- cas magmáticas y volcánicas exceptuando afloraciones de vulcanismo posto- rogénico. Esta unidad está constituida por materiales mesozoicos de facies continentales y marinas de aguas someras —calizas, margas y areniscas—, que se van haciendo más profundas hacia el SE, a medida que se aleja del Macizo Hespérico, su principal fuente de aportes. La cuenca Bética En el Cretácico, la cuenca Bética es- taba formada por la plataforma Pre- bética, en la zona más próxima a Ibe- ria, y la plataforma Subbética, más le- jana y profunda. A continuación de esta última se encontraba el Surco de Gibraltar, formado por corteza oceá- nica, que la separaba de la placa de Alborán. Entre la plataforma Prebética y Sub- bética se encontraba el llamado do- minio Intermedio, un surco en el que se acumularon gran cantidad de tur- biditas. En la imagen, formación de la cuenta Bética durante el Mesozoico. En azul las superficies sumergidas. El dominio o placa de Alborán dará lugar a los complejos de la unidad Subbética. En la imagen, esquema simplificado del orógeno Bé- tico mostrando las distintas unidades. Obsérvese que unas cabalgan sobre otras. Entre el Prebético y el Subbético se encuentran las llamadas Unidades Intermedias formadas por turbi- ditas. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio eapañol CIDEAD 309 Las características estratigráficas son semejantes a las de la Cordillera Ibérica de la que se diferencia en las zonas límite, por las direcciones tectónicas. La orogenia Alpina ha dado lugar a pliegues de poca intensidad, pero al estar compuestos por materiales diferentes, más o menos rígidos y de gran espe- sor (calizas), el empuje alpino los ha roto, dando lugar a fallas y a cabalga- mientos favorecidos por la existencia de una capa margosa yesífera como lubrificante. En el Prebético encontramos pliegues de tipo jurásico que la erosión poste- rior ha convertido en un relieve invertido, como en la sierra de Cazorla. La deformación principal corresponde al Mioceno Inferior. Zonas externas: Unidad Subbética Está situada a continuación de la unidad anterior, de la que se diferencia es- tratigráficamente por presentar facies más profundas de calizas y margas ri- cas en fósiles pelágicos, con intercalaciones de lavas volcánicas submarinas. Los materiales que forman el Subbético se depositaron en una zona más in- terna de la fosa Bética; por lo tanto, los materiales son propios de una zona más profundas —margas, margo-calizas, calizas y de tipo dolomítico— y por esa misma razón son poco frecuentes las lagunas estratigráficas Estructuralmente es un conjunto complejo en el que la orogenia Alpina ha formado pliegues, cabalgamientos y fracturas. Debajo de los materiales del Subbético existía una capa de margas yesosas que favorecieron los cabalga- mientos. Los rasgos estructurales principales se sitúan en el límite Eoceno- Oligoceno, y también en el Mioceno. Zonas internas: Unidad Bética Situada al SE de la anterior. Se extiende entre Estepona y el cabo de Palos. Afloran en esta unidad materiales prepaleozoicos y paleozoicos, a veces muy metamorfizados, y triásicos, sin que aparezcan sedimentos posteriores, con excepción del llamado complejo Malaguide. Los depósitos triásicos son fi- litas y cuarcitas en su base y rocas carbonatadas en la parte superior (calizas, dolomías, etcétera). Hay también importantes manifestaciones volcánicas y de metamorfismo regional. La estructura de esta unidad es muy complicada, con superposiciones de mantos de corrimiento con litologías distintas (por ejemplo, unos con triási- co continental y otros con triásico marino) que indican un origen alóctono muy lejano, seguramente en África. En la Unidad Bética se diferencian de abajo arriba tres complejos de meta- morfismo decreciente —-complejo Nevadofilábride, complejo Alpujá- rride y complejo Malaguide— que corresponden a tres grandes mantos de corrimientos Las tres son subdivisibles, a su vez, en otros menores. El orden de la superposición que aparece se explica por un cabalgamiento del Maláguide sobre el Alpujarride y de este sobre el Nevadofilábride. Esquemas que representan las unidades Prebética (superior) y Subbética (inferior). La complejidad de la estructura de las Sierras Subbéticas se puede apreciar por la gran canti- dad de cabalgamientos que apilaron, unas so- bre otras, las diferentes unidades que luego se- rán erosionados. Los restos del cabalgamiento se pueden encontrar en la cima de numerososcerros (isleos tectónicos), como el de la foto- grafía que es el Picacho de la Sierra de Cabra (Cordoba). Este tipo de formación geológica se denomina "isla tectónica" o klippe. El Picacho de la Sierra de Cabra, situado en el Geoparque Natural de las Sierras Subbéticas fue uno de los primeros espacios naturales pro- tegidos de España, declarado "sitio de interés nacional" en 1927. ACTIVIDADES 24. En la unidad prebética hay numero- sas lagunas estratigráficas. Recuerda qué es una laguna estratigráfica y explica cómo se originan. En la imagen superior, localización de la unidad Prebética diferenciando los Prebético Externo e Interno En la imagen Inferior, Unidad Subbética. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 310 La edad de la superposición se sitúa en el límite Eoceno-Oligoceno. Poste- riormente, en el Mioceno, hubo una importante fracturación vertical con formación de depresiones interiores, configurándose la orografía actual. En la unidad Subbética se localizan yacimientos metálicos importantes, relacionados con el volcanismo postorogénicos alpino, sobre todo en los complejos Nevado-Filábride y Alpujarríde; mineralizaciones de óxido de hierro en mármoles Nevado-Filábride (Alquife, Granada); sulfuros de cinc y plomo, óxidos de hierro y manganeso, etcétera., en yacimientos alpujarrides (Mazarrón, Sierra de Gador). También, en las intrusiones ultrabásicos de la serranía de Ronda, se hallan yacimientos de magnetita con cromo y níquel. Unidades Intermedias Se localizan entre la Zona Prebética y la Zona Subbética y sus materiales po- seen características híbridas de los de ambas zonas aunque con algunas par- ticularidades. Proceden de sedimentos que se depositaron al pie de un talud submarino son pues, turbiditas. En el área oriental de las Unidades Inter- medias están bien representados todos los periodos del Mesozoico pero son muy escasos los materiales del Cenozoico. Por el contrario, en el sector oc- cidental están muy bien expuestos los materiales del Paleógeno y Neógeno. La serie estratigráfica mesozoica comienza por los depósitos del Triásico superior, formados por arcillas, yesos, margas y arenas, que debido a su comportamiento plástico proporcionará el nivel de despegue del conjunto de la cobertera mesozoica (Jurásico y Cretácico) y Cenozoica, durante la formación de la cordillera Bética. Presentan una potente serie del cretácico (arcillas, lutitas, margas y margo-calizas). Las Unidades Intermedias, a pesar de los grandes espesores que presentan, mayormente están ocultas bajo los materiales del subbético. Las Unidades Intermedias han sufrido una intensa deformación, aunque la estructura es difícil de establecer por la fragmentación y poca extensión que presentan los afloramientos. Aparecen siempre cabalgando a las Unidades prebéticas y, a su vez, siempre son cabalgadas por las subbéticas. El despla- Disposición de los Complejos Alpujárride y Nevado-Filábride en Sierra Nevada, Granada. Complejo Volcánico de Cabo de Gata Constituye la fracción emergida de una extensa área magmática sumer- gida actualmente en la zona de Albo- rán. Tiene una antigüedad de 6 a 15 Ma y se formó como consecuencia de la colisión entre las placas Africana y Europea y por el adelgazamiento de la microplaca de Alborán. En ocasiones, accidentes tectónicos, como la gran falla de Carboneras, le- vantaron grandes bloques de mate- riales volcánicos que en algunos casos llegaron a emerger; en torno a estos materiales emergidos se desarrolla- ron arrecifes de coral, a modo de ato- lones o de arrecifes costeros. En la imagen, La Peineta, una enorme roca volcánica de la playa de Monsul en el Parque Natural de Cabo de Gata (Almería). Complejos de las zonas internas de las Béticas: complejo Malaguide, complejo Alpujárride y complejo Nevado- Filábride. Unidad 10 Geología de España Constitución geologíca del territorio español CIDEAD 311 zamiento mínimo que han sufrido la mayor parte de las Unidades Interme- dias se ha valorado en unos 25 km. Unidades del Campo de Gibraltar Se incluyen en las Zonas Internas a las “Unidades del Campo de Gibraltar” aunque su atribución es discutible, ya que en realidad corresponden a los depósitos en las cuencas profundas, con substrato de corteza oceánica (o continental parcialmente oceanizada), que rodeaban a la placa de Alborán. Esta Unidad es una estrecha franja que delimita y se interpone entre las Zo- nas Internas y Externas de las Béticas. Se trata de una unidad alóctona de cabalgamiento que monta la subbética y que se prolonga al otro lado del es- trecho, bordeando las cordilleras norteafricanas hasta alcanzar Italia. La Unidad está compuesta por fragmentos de corteza oceánica y de los se- dimentos turbidíticos que la cubrían, muy deformados y mezclados. Los ma- teriales son areniscas, calizas y margas intercaladas (flysch), correspondiente al Cretácico y Mioceno Inferior. Las Unidades del Campo de Gibraltar apa- recen en diferentes afloramientos. Las islas Baleares Las islas Baleares son la parte emergida del llamado Promontorio Balear, amplia meseta que está separada de la península por el Surco de Valencia. A su vez el promontorio está dividido en dos partes por un surco que sepa- ra Ibiza y Formentera de Mallorca y Menorca. Geológicamente, Mallorca y Formentera se correlacionan con los materiales del Sistema Prebético. En Mallorca se observan dos alineaciones monta- ñosas en las que las series del Mesozoico están bien representadas, así como el Eoceno. Estructuralmente forman una serie de delgados mantos de co- rrimiento empujados y apilados al NE. Entre las dos cadenas se localiza una cuenca formada por sedimentos del Mioceno, en gran parte recubiertos por un piedemonte cuaternario. Ibiza se correlaciona, además de los materiales del Sistema Prebético, con materiales de las Unidades Intermedias, terrenos calcáreos del mesozoico. También presenta mantos de corrimiento apilados. En Menorca afloran materiales paleozoicos del Silúrico, Devónico y Carbo- nífero, pero, a diferencia de las otras islas, no hay materiales del Cretácico superior ni del Eoceno. Estas diferencias hacer correlacionar el origen de Menorca con las cordilleras Costero-Catalanas. Esquema simplificado de las principales unidades de las cordilleras Béticas. En la imagen se resalta la ubi- cación de las Unidades Intermedias (azul oscuro) con respecto a las Prebéticas y Subbéticas. En la imagen, areniscas de la Unidad del Aljibe, una de las unidades del Campo de Gibraltar. ACTIVIDADES 25. ¿De dónde proceden los materiales que forman la unidad del Campo de Gibraltar? 26. Recuerda qué son y dónde se forman los flysch. En la península Ibérica hay otro flysch destacable. ¿Cuál es? 27. Teniendo en cuenta los materiales presentes en las islas Baleares, ¿qué isla es la más antigua? ¿Con qué orogenia estaría relacionada el origen del resto de las islas? Mapa geológico simplificado de la isla de Menorca. Obsérvese la ausencia de materiales del Cretácico y de todo el Paleógeno. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 312 Dominio Alpino: Pirineos Normalmente por Pirineo se entiende la cadena montañosa que separa Es- paña de Francia, pero su extensión geológica es mayor que la geográfica, prolongándose hacia el oeste hasta el límite entre Asturias y Cantabria, para hundirse bajo el mar Cantábrico y, hacia el este, hasta la región de Provenza, en Francia. Sus características de trazado rectilíneo, metamorfismo muy localizado, dé- bil actividad magmática y estructura tectónica relativamente sencilla, no co- rresponden a la de una cordillera alpina típica tal como hemos observado al estudiar las cordilleras Béticas. En la estructuradel Pirineo, que es más o menos simétrica, se distinguen: Pirineo axial, donde aflora el conjunto hercínico, con importantes plu- tones graníticos, que corresponde al basamento o zócalo. Presenta ma- teriales precámbricos metamórficos, siendo la mayoría paleozoicos, unos anteriores a la orogenia hercínica y plegados por ella y otros poste- riores. No hay mineralizaciones metálicas importantes. Dos zonas subpirenaicas, septentrional y meridional, denominados Ca- balgamiento Frontal Norpirenaico y Cabalgamiento Frontal Sur- pirenaico con terrenos mesozoicos-paleógenos de cobertera, despega- dos y desplazados hacia el norte (territorio francés) y sur (territorio es- pañol), respectivamente, gracias al nivel de despegue del Triásico (arci- llas, yesos y sales del Keuper). Al norte y sur de los Pirineos se encuentran dos cuencas antepaís rellenas de sedimentos cenozoicos: la cuenca de Aquitania y la cuenca del Ebro, respectivamente. Con excepción de la región del País Vasco y algunos puntos del Pirineo ca- talán, falta el Jurásico y el Cretácico inferior, descansando el Cretácico Supe- rior directamente sobre el Triásico. Este Cretácico, de calizas organógenas marinas y bastante potente (se puede observar en el valle de Ordesa, monte Perdido), se continúa con series calizo-margosas del Paleógeno. Al final del Eoceno empiezan a aparecer materiales continentales, y ya en el Mioceno son claramente postorogénicos. En la imagen, esquema de los Pirineos en términos geológicos y su relación con otras cadenas alpinas como los Alpes. En la parte oriental, el borde norte de la placa Ibérica subduce bajo Eurasia; en cambio, la parte oriental (desde Guipúzcoa hasta La Coruña) es el resultado de la subducción de la litosfera oceá- nica del Golfo de Vizcaya bajo la placa Ibérica. En la imagen, los Mallos de Riglos (Huesca). Están constituidos por conglomerados que se depositaron al pie de los relieves pirenaicos emergentes, de ma- nera sincrónica con la deformación tectónica por lo que constituyen una importante fuente de informa- ción sobre la historia evolutiva de los Pirineos. Desde el punto de vista estructural, pertenecen a la cuenca del Ebro (antepaís meridional). Durante el Paleó- geno, a medida que se acumulaban, los conglomera- dos de Riglos fueron cabalgados de forma progresiva por los propios materiales calizos pirenaicos de cuya erosión se nutrían. En la imagen adjunta, mapa geológico de los Pi- rineos en los que se puede observar las princi- pales estructuras tectónicas —en trazo grueso: fallas y cabalgamientos—. Las investigaciones de geología marina han re- velado la existencia de importantes cabalga- mientos y pliegues sumergidos bajo el mar Can- tábrico. Los datos se han obtenido por estudios de perfiles sísmicos de reflexión. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 313 Estructuralmente los Pirineos están formados por una serie de mantos de corrimientos superpuestos, enraizados en la Zona Axial. Los materiales más antiguos del Cabalgamiento Frontal Surpirenaico cabalgan sobre los mate- riales más recientes de la cuenca del Ebro. La Zona Axial está formada por una serie de mantos de corrimientos apilados unos sobre otros, dando lugar a las zonas más elevadas de los Pirineos. Cuencas cenozoicas Durante el Cenozoico se han formado sobre la península ibérica diferentes cuencas sedimentarias intraplaca, algunas de gran extensión, como las del Ebro, Duero, Tajo, Bajo Tajo o Guadalquivir, denominadas así por los prin- cipales ríos que las drenan en la actualidad. Estas acumulaciones de sedimento son del tipo cuenca de antepaís, for- madas durante el crecimiento de una cordillera adyacente. La mayoría han sufrido periodos prolongados de endorreísmo, especialmente durante el Mioceno cuando el clima era sido más seco. Son, generalmente, estructuras de tipo fosa, limitadas por fallas normales, originadas como consecuencia de una tectónica de distensión. Estas depresiones se rellenaron de material detrítico y químico —continen- tal, lacustre o marino, según los casos— hasta su colmatación durante el Mioceno. En las cuencas rellenas se encajó, a veces profundamente, la red fluvial actual, definiéndose valles con terrazas tal como sucede en las cuen- cas del Duero y del Tajo. Cuenca del Duero Está rodeada por la Cordillera Cantábrica, la Cordillera Ibérica y el Sistema Central. Sus límites están marcados por la presencia de fallas y cabalgamien- tos del Paleógeno excepto en su flanco oeste. Los materiales más recientes (neógenos) se encuentran sobre estos cabalgamientos en estratos práctica- mente horizontales. El relleno sedimentario muestra tres etapas diferenciadas: Final del Cretácico y Paleoceno, con materiales principalmente detríti- cos que afloran discontinuos en los márgenes de la cuenca. Eoceno-oligocena, con desarrollo de sedimentos de abanicos aluviales, fluviales y lacustres, muy potentes. Neógena, comprende la mayor extensión de afloramientos de la cuenca, con sedimentos fluviales y lacustres, compuestos por lutitas, yesos y margas. Corte geológico de los Pirineos por su zona central. En él se puede apreciar su simetría estructural con cabalgamientos dirigidos hacia el norte y el sur. En la Zona Axial los mantos de cabalgamiento meso- zoicos han sido erosionados dejando al descubierto las rocas paleozoicas. Estas últimas constituidas por materiales ígneos y metamórficos presentan un gran número de fracturas formadas durante la orogenia Varisca. En la imagen cuencas sedimentarias cenozoicas del territorio peninsular y balear. Las cuencas cenozoicas corresponden a regiones que quedaron deprimidas después de la orogenia Alpina. Algunas cuencas, como las cuencas del Duero o del Tajo, guardan relación con la evolución posthercínica del Macizo Hespérico, por elevación de la cordillera Ibérica o por rejuvenecimiento de bloques hercínicos como el Sistema Central, etcétera; otras, como las de Guadalquivir, tuvieron una evolución más relaciona- da con las Béticas, es decir, con la orogenia Alpina. El río Duero a su paso por Aldeadávila (Salamanca) en el Parque Natural de Arribes del Duero. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 314 Los tramos finales de colmatación del relleno presentan varios niveles de ca- lizas lacustres que se extienden por casi toda la cuenca, las denominadas «calizas del páramo». Cuando la cuenca pierde su carácter endorreico y comienza a drenarse por la red fluvial del actual río Duero y desembocó en el mar, se produjo una intensa erosión que dio lugar a las mesas y cerros testigo de la región. Cuenca del Tajo La Cuenca de Madrid es de forma triangular y su base es asimétrica, con la mayor profundidad en las proximidades del Sistema Central, donde la cuen- ca se hunde a través de una importante falla inversa de más de 2000 metros de salto. Esta cuenca está delimitada por el Sistema Central, la Cordillera Ibérica y los Montes de Toledo. La Cuenca del Tajo se divide en dos cuencas bien delimitadas, la Cuenca de Madrid y la Cuenca de Loranca o Depresión Intermedia. En el borde oriental, sobre el zócalo paleozoico se depositaron sedimentos del Triásico y Cretácico superior, cubiertos por los depósitos paleógenos principalmente detríticos. Estos últimos fueron afectados por las fases más intensas de la deformación alpina y en algún caso se encuentran invertidos, con los depósitos neógenos discordantes sobre ellos. Los depósitos miocenos son de tipo aluvial en los bordes, sobre todo los procedentes del Sistema Central y de naturaleza arcósica, y facies lacustres evaporíticas hacia el centro de la cuenca, con potentes series de yesos y ni- veles salinos. Tal como sucedía en la Cuenca del Duero, la sucesión endo-rreica culmina con depósitos de calizas lacustres («caliza del páramo»). Por encima y discordantes aparecen depósitos pliocenos detríticos, previos al encajamiento de la red fluvial cuaternaria. Cuenca de Loranca La Cuenca de Loranca, se diferenció en el Paleógeno de la Cuenca de Ma- drid por el levantamiento de la sierra de Altomira. Su relleno comenzó entre el final del Cretácico y el Eoceno, con lutitas y yesos. Prosiguió durante el Paleógeno con varias unidades detríticas de aba- nicos aluviales y lacustres que pasan a fluviales y llanuras de inundación en niveles más altos de la sucesión estra- tigráfica. En el Neógeno se depositaron los ye- sos y los carbonatos. Posteriormente se depositan arenas y calizas lacustres («calizas del páramo»). Culmina el re- lleno con materiales detríticos y quí- micos probablemente pliocenos. En la imagen, sedimentos fluviales de la Cuenca de Loranca en Caracenilla (Cuenca): facies de llanura de inunda- ción (limos y arcillas) y de relleno de paleocauces (areniscas y conglome- rados). Corte geológico de la Cuenca del Duero en su zona nororiental. En la imagen de la derecha, Cuenca del Tajo mostrando sus principales componentes lito- lógicos. Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 315 Cuenca del Ebro Está situada entre los Pirineos, la cordilleras Costero-Catalana y la cordillera Ibérica, lo que le da su carácter propio. La forma de la cuenca y su subsidencia ha variado a lo largo del Cenozoico, dependiendo de la actividad tectónica de las áreas circundantes; su estructu- ra actual data de principios del Mioceno, cuando finalizó el desplazamiento de los cabalgamientos pirenaicos. Algunos de los materiales de la cuenca forman parte de los cabalgamientos pirenaicos. Sobre un material mesozoico discontinuo yace un eoceno marino de arci- llas y calizas fosilíferas que aparece plegado hacia los bordes pirenaicos. Sobre éste se depositaron materiales fluvio-lacustres del Oligoceno-Mioceno que rellenan la cuenca —a finales del Oligoceno y principios del Mioceno se produjo la máxima subsidencia de la misma—, cerrada al mar como conse- cuencia de la elevación pirenaica. Son frecuentes los depósitos marinos evaporíticos (Eoceno) que se explotan en varios puntos como en Cardona y en Suria. El relleno de la cuenca continuó hasta finales del Mioceno. Cuenca del Guadalquivir Se localiza entre la Cordillera Bética y el Macizo Ibérico pero, a pesar de su localización, no está relacionada en su origen con el Macizo Hespérico, sino con la tectónica de las Béticas. A diferencia de otras cuencas, la del Guadalquivir mantuvo su contacto con el océano atlántico y con el mar Mediterráneo durante la mayor parte de su historia. El zócalo es paleozoico, procedente del Macizo Hespérico, que hace en esa zona presente una flexión muy acusada, hundiéndose hacia el Sur y conside- rada durante mucho tiempo como una falla (falla del Guadalquivir). En el extremo suroeste, abierto hacia el Atlántico, aún continúa la sedimen- tación, por lo que es una cuenca activa; la sedimentación comenzó en el Mioceno y se produjo en su mayor parte entre el Mioceno Superior y el Plioceno. Los sedimentos que la rellenan son mayoritariamente neógenos y marinos a causa de la transgresión que tuvo lugar en el Mioceno y que unió el Atlántico con el Mediterráneo a través de esta cuenca. Cuando en el Mio- ceno Superior se produjo el levantamiento por fracturas de las Béticas se En la imagen superior, corte estratigráfico de la de- presión del Ebro, entre Alcañiz y Binéfar. 28. ¿En qué tres zonas se produjo un movimiento convergente de placas durante la orogenia Alpina? 29. ¿Qué significado tiene el hecho de que en la cuenca del Duero los materiales del Neógeno se han depositado horizontales sobre las deformaciones tectónicas del Paleógeno? 30. ¿Qué significado geológico tiene el hecho de que los abanicos de los ríos tienen una distribución centrípeta, es decir, hacia el centro de la cuenca? 31. Muchos valles, cañones y otros formas del relieve formados en el pasado han quedado cubiertos por materiales más re- cientes. ¿Qué método permite deducir su presencia en el interior de la corteza? ACTIVIDADES Columna estratigráfica de la cuenca del Gua- dalquivir en su parte occidental. MARGARITA Cuadro de texto Unidad 10 Geología de España Constitución geológica del territorio español CIDEAD 316 separaron definitivamente ambos mares. A partir de entonces la sedimenta- ción de carácter marino se redujo a la zona de la desembocadura y las ma- rismas, mientras que el resto de la cuenca se levantó, encajándose en ella los ríos de la red actual. Estratigráficamente se han identificado diferentes secuencias deposicionales, que se van desplazando de noreste a suroeste, según se va produciendo el relleno de la cuenca. Cada una de estas secuencias está formada por asocia- ciones de facies de plataforma (areniscas, limos y arcillas), de talud (arci- llas con elevadas tasas de sedimentación), de pie de talud (turbiditas) y de fondo de cuenca (arcillas). En el margen sureste de la cuenca se formaron importantes rellenos por olistostromas —en conjunto denominados olistostroma del Guadalqui- vir—, producidos por el empuje de la orogenia Bética, que en alguna zona presentan un espesor de más de mil metros, y sobre los que también se de- positaron sedimentos marinos someros y litorales, sobre todo calcarenitas. La estructura horizontal y sencilla de los depósitos autóctonos se ve alterada por las intercalaciones de material mesozoico alóctono que, perteneciente a las Unidades Subbéticas, se deslizó hasta la cuenca en el Mioceno Inferior. Archipiélago canario Las islas Canarias no guardan ninguna relación geológica con la península Ibérica y su evolución. Son un conjunto de islas con características geológi- cas 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. Por estas razones, presenta unas características geológicas exclusivas. Las islas Canarias son de origen casi exclusivamente volcánico es- tán constituidas por coladas superpuestas sobre un sustrato plu- tónico, en general básico y ultrabásico, de sienitas, dioritas y gabros. Las lavas son variadas, desde basaltos hasta rocas como traquitas y fonolitas. Asociadas a estas rocas volcánicas se loca- lizan algunos depósitos miocenos. Las erupciones más antiguas se localizan en Gran Canaria y son anteriores al Mioceno. El resto son posteriores, siendo frecuentes en épocas históricas. En la imagen superior, Unidad Olistostrómica. Estas se forman por procesos gravitacionales de transporte en masa. En la imagen inferior, una de las más celebres marismas del Gualquivir, Doñana, localizadas en el Parque Natural de Doñana (Huelva). En la imagen de la derecha, corte geológico de la cuenca del Guadalquivir y su relación con la Cordillera Bética y el Macizo Hercínico. En la imagen inferior, constitución geológica de cada una de las islas Canarias con indicación del periodo y/o época del depósito). 318DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA Solucionario 1. Se han venido barajando dos posibles factores que determinaran la aparición de las primeros esqueletos: cambios en el ambiente, posiblemen- te cambios en la composición química del océano y la atmósfera, y/o cambios biológicos, concretamente la aparición de predadores, de forma que el esqueleto sirviera como un elemento de defensa frente a estos. 2. Los ripples o rizaduras constituyen el techo del plano de estratificación y se forman a consecuencia del oleaje lo que nos desvela su origen marino y litoral. 3. Se originan por el metamorfismo de las arcillasy los limos procedentes de la denudación de Gondwana y que se depositaron en su plataforma continental. 4. A que la zona sur de Portugal se desplazaba junto con la placa Avalonia, en tanto que los Montes de Toledo se ubicaban en Gondwana. Por lo tanto, en el momento de su deposición, Paleozoico, se encontraban geográficamente muy separados. 5. La presencia de ofiolitas indica que en esa zona se ha producido una colisión continental que aprisionó y, en muchos casos, emergieron, fragmentos de corteza oceánica. 6. Durante el choque de bordes continentales de placas no se produce salida de magma porque la compresión cierra todos los conductos de po- sible salida. Sin embargo, durante la orogenia Varisca, se dieron dos circunstancias que propiciaron la formación de estas intrusiones: el cho- que oblicuo en lugar de en la vertical y la presencia de un penacho térmico bajo Armórica lo que originó una distensión que originó fracturas que permitieron el flujo de magma hacia la superficie. 7. Porque durante el Pérmico el clima se fue haciendo cada vez más cálido hasta llegar a la aridez; esto acabó con la exuberante vegetación y consecuentemente con la formación de carbón. 8. Las Areniscas Rojas Antiguas se formaron en el Devónico. Se asemejan en que ambas se formaron por el desmantelamiento del relieve. Se di- ferencian en que se formaron en distinto periodo. 9. Se debe a que se ha producido una pérdida de energía del medio de transporte, posiblemente sea debido a que se hay producido una regre- sión. 10. Los límites son: la falla de Gibraltar que la separa de África, la falla del Golfo de Vizcaya que lo separa de la placa Europea, el océano Atlánti- co que se está formando en la zona más occidental y el océano Alpino que se localiza en la zona sudoeste. 11. Significa que se está teniendo lugar un rifting, por lo que se podrá formar una dorsal. 12. Porque en la primera predominan los materiales ígneos y metamórficos, mucho más resistentes a la erosión, en tanto que la Cordillera Ibérica está formada por los materiales sedimentarios depositados en la cuenca Ibérica. 13. Porque en algunos periodos de la historia de la Tierra el nivel del mar bajo tanto que prácticamente no había agua y toda la sal precipitó en el fondo. 14. Cuando se produce una glaciación, parte de las aguas se congelan dando lugar a los casquetes polares o de montaña. Esto hace que el nivel del mar descienda, en consecuencia todas las estructuras costeras quedan elevadas y más alejadas del mar dando lugar a los acantilados muertos (en zonas tipo Atlántico), a las playas elevadas y a las terrazas marinas (en las costas de tipo Pacífico). 15. Entre el Devónico Medio y el Carbonífero. Fue una gran orogenia producida por el choque de los grandes continentes de Laurussia y Gond- wana, incluyendo las masas continentales más pequeñas de Armórica y Avalonia, y supuso un evento significativo en la formación del super- continente Pangea. 16. Actualmente el macizo Armoricano francés está separado de la rama Ibérica por la apertura del golfo de Vizcaya que tuvo lugar durante el Mesozoico-Cenozoico, y que escindió la placa Ibérica de la Europea y la desplazó hacia el sureste con un giro opuesto a las agujas del reloj. 17. Esta disposición nos indica que tuvo lugar una transgresión. 18. El sedimento terrígeneo al Proterozoico, los materiales volcánicos o plutónicos al Ordovícico y los materiales metamórficos, al Carbonífero. 318DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 19. Es un proceso de meteorización mecánica que consiste en la fragmentación de las rocas debido a las tensiones producidas al congelarse agua contenida en sus grietas, fracturas y poros. El agua de lluvia, deshielo o rocío se introduce en las oquedades de las rocas. La gelifracción puede dar origen a canchales y glaciares de roca 20. 21. Porque sufrió una intensa erosión que condujo a la disminución del relieve. 22. Porque al disminuir el relieve se produce una elevación de la corteza por mecanismos de compensación isostática. 23. Son metamórficas, pizarras, cuarcitas, esquistos y gneises de Precámbrico y Paleozoico. 24. Una laguna estratigráfica es una carencia de un estrato debido a que no se dieron las condiciones necesarias para que se produjera la sedimen- tación- debido a movimientos epirogénicos —ascenso de la corteza— y por movimientos eustáticos —descenso del mar— que hizo que esta zona estuviera emergida por lo que no había sedimentación. 25. Sus materiales proceden del surco que se situaba entre las dos unidades anteriores, antes del desplazamiento del Dominio de Alborán hacia el oeste y su colisión contra la placa Ibérica. 26. Los flyschs son facies rocosas de origen sedimentario compuestas por una alternancia de capas de rocas duras (caliza, pizarra o areniscas) in- tercaladas con otras más blandas (margas y arcillas). Esta disposición favorece la erosión diferencial, pues las capas friables son desgastadas con mayor facilidad que las capas cohesivas. Esto hace que las capas duras se queden en resalte y sin apoyo, que así son erosionadas más fá- cilmente, pero a la vez la existencia de las rocas duras protege a las blandas. Los sedimentos se forman en las zonas profundas de los océanos. Proceden de las corrientes oceánicas de gran turbidez que discurren por el- talud hasta el fondo dejando sedimentos llamados turbiditas. El otro flysch que ya se habló es el flysch de Zumaya (Guipúzcoa). 27. Es la isla de Menorca. El origen del resto de las islas está relacionado con la orogenia Alpina. 28. En el Pirineo, en la costa Cantábrica y en las cuencas Béticas. 29. Significa que la compresión solo tuvo lugar durante el Paleógeno y por esa razón los materiales del Neógeno no están deformados. 30. Quiere decir que la cuenca no está conectada con el mar y la cuenca es, por tanto, endorreica. 31. Su presencia puede deducirse por medio de prospecciones sísmicas. Glosario Cuenca parálica Es la que se forma en ambientes marginales: plataformas, lagunas… Sinclinorio Asociación de pliegues en los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal. Olistostroma Depósito sedimentario constituido por una masa de bloques de roca, dispuestos caóticamente junto con gravas y arenas, inmersos en una matriz arcillosa, que se ha constituido a partir de un deslizamiento gravitatorio submarino, típicos de fosas oceánicas dispuestas en zonas de subduc- ción. Estos depósitos también reciben el nombre de melanges. Inicio: Índice:
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