La geología de la península Ibérica consiste en el estudio de las formaciones rocosas de la península Ibérica , unida al resto del continente europeo por los Pirineos . La península contiene rocas de todos los periodos geológicos desde el Ediacárico hasta el Cuaternario , y están representados muchos tipos de rocas. También se encuentran allí yacimientos minerales de clase mundial .
El núcleo de la península Ibérica está formado por un bloque cratónico hercínico conocido como Macizo Ibérico . Este está limitado al noreste por el cinturón plegado pirenaico y al sureste por la cordillera plegada bética . Estas dos cadenas montañosas forman parte del cinturón alpino . Al oeste, la península está delimitada por el límite continental formado por la apertura del océano Atlántico . El cinturón plegado hercínico está sepultado en su mayor parte por rocas de cobertura mesozoicas y cenozoicas al este, pero aflora sin embargo a través de la cadena ibérica y las cordilleras costeras catalanas . [1]
El Macizo Ibérico está formado por rocas de la Era Paleozoica. Se formó hace unos 310 Ma . En el Macizo Ibérico se encuentran varias zonas. Estas fueron las piezas que se ensamblaron para formar el bloque. En la costa norte de España se encuentra la Zona Cantábrica . Luego, al oeste y también en la Cadena Ibérica y las Sierras Costeras Catalanas, se encuentra la Zona Asturiano-Leonesa Occidental. Luego aparece la Zona Ibérica Central cerca de A Coruña , a través del norte de Portugal y por el centro de España, incluidos los Montes de Toledo . La Zona de Ossa-Morena aflora al este de Lisboa . Esta incluye algunas rocas precámbricas . La parte más al sur es la Zona Sur-Portuguesa. [1]
La orogenia varisca se produjo cuando el Terrane húnico europeo (separado de Gondwana ) y los continentes Laurentia -Baltica colisionaron. En Iberia esto ocurrió en el Carbonífero pre-Estefaniense (354-305 Ma). La parte externa de la orogenia fue la Zona Cantábrica. Esta se deformó en las capas superiores de la corteza. La Zona Leonesa Asturiana Occidental y la Zona Ibérica Central son las partes externas de la orogenia y están más profundamente deformadas y metamorfoseadas, e intruidas. Estas tres zonas son parte de un terrane . La Zona Ossa-Morena y la Zona Portuguesa del Sur son dos terrane diferentes que se han unido. En el Mesozoico esto estaba cubierto en su mayor parte con otros sedimentos, que desde entonces se han erosionado. [1]
La Zona Cantábrica está formada por rocas no metamorfizadas del Carbonífero y del Paleozoico más antiguo.
Está delimitado por los lados oeste y suroeste por un arco cóncavo de rocas precámbricas llamado ventana del Narcea , y la ventana de Villabandin en el antiforme del Narcea .
La Formación Herrería del Cámbrico Inferior está formada por lutitas y areniscas feldespáticas alternadas con algún conglomerado . Estas tienen un espesor de 1 a 1,5 km.
La Formación Lancara consta de un par de cientos de metros de caliza . La parte inferior se formó en zonas perimales en el Cámbrico Inferior , y el miembro superior del Cámbrico Medio contiene fósiles y es caliza glauconíctica y nodular de color rojo o verde.
La Formación Oville, del Cámbrico medio al superior, contiene esquisto y arenisca alternados. Los fósiles de trilobites son comunes en el esquisto.
La Formación Barrios es arenitense y tiene un espesor de hasta 500 metros (1.600 pies). Está compuesta por una cuarcita masiva blanca .
La zona de Penas y Vidrias, próxima al límite occidental de la zona cantábrica, presenta una sucesión completa de depósitos ordovícicos . En el lado oriental de la Cuenca Carbonífera Central se encuentran esquistos negros de la época llanvirniana . Pero, sobre todo en el periodo ordovícico, esta zona se encontraba por encima del nivel del agua y en proceso de erosión.
La Formación Formigoso data de la época de Llandovery medio en el Silúrico. Está formada por esquistos negros de Monograptus y tiene un espesor de hasta 150 m. [2]
Las formaciones San Pedro y Furada tienen hasta 300 metros de espesor y están formadas por intercalaciones de pizarra y arenisca que contiene hierro. Son de la época de Wenlock Ludlow y Gediniano Inferior.
En el período Devónico se depositaron en el lado occidental dolomitas, calizas arcillosas , margas y pizarras del complejo Raneces o formación La Vid. Tiene 600 metros (2000 pies) de espesor y una edad comprendida entre el gediniense y el emsiense.
La Formación Santa Lucía es de piedra caliza. Contiene coral cerca del Antiforme Narcea en el oeste y tiene facies peritidal en el este cerca de la Cuenca Carbonífera Central. La Formación Huergas alterna entre arenisca roja y pizarra y es de edad Couviniana a Givetiense . La Formación Portilla es de piedra caliza coralina de edad Givetiense a Frasniana . Esta está rematada por capas de arenisca de hasta 500 m de espesor de edad Frasniana a Fammeniana. Los sedimentos devónicos no se encuentran al este de la cuenca carbonífera central y son más gruesos en el oeste.
Una facies pelágica procede de la provincia Pisuerga-Carrión.
En el Carbonífero se inició la sedimentación con pizarras negras y sílex de la edad Tournaisiana , y luego se formaron calizas rojas, pizarras rojas y radiolaritas en la edad Visiana . La Caliza de Montaña es una caliza negra gruesa y sin vida de la edad Serpujoviense . También aparecen turbiditas con olistolitos en el Serpujoviense, lo que indica el primer signo de los eventos tectónicos Hercinianos (Variscos). Estos primeros eventos ocurrieron en la provincia Pisuerga-Carrión.
La compresión varisca elevó el lado oeste, convirtiendo una cuenca sedimentaria en una cordillera. Con el tiempo, la zona comprimida se desplazó hacia el este. En la etapa Namuriana A, la formación Olleros se construyó a partir de turbiditas en una depresión frente al orgen, y la formación Barcallente era una plataforma carbonatada más alejada de la costa. En la etapa Namuriana B, la depresión estaba formando la Formación San Emillano, y la Formación Valdeteja estaba en alta mar, pero en condiciones marinas más profundas. Durante la época Westfaliana A, la depresión se llenó y los depósitos de material terrestre formaron la Formación San Emiliano y el Grupo Sama y el grupo Lena, siendo más grueso en la Unidad de Cuenca Carbonífera Central. Más al este, en los Picos de Europa, permaneció cubierto de agua poco profunda con la formación continua de una plataforma carbonatada.
La edad westfaliana está representada por 5000 m de la Cuenca Carbonífera Central, que como su nombre indica contiene carbón . Al este, se van degradando hacia los carbonatos marinos de los Picos de Europa. En la provincia de Pisuerga-Carrión, hay conglomerados compuestos por cuarcitas, turbiditas con depósitos de hundimiento de aguas marinas más profundas. También hay algunas capas de calizas con fósiles.
La fuente de los sedimentos westfalianos fue el oeste y el sur. Se trataba de las montañas de la cadena herciniana, formadas al mismo tiempo que estos depósitos. Durante el westfaliano, las rocas de la zona cantábrica se plegaron y corrieron. Las rocas paleozoicas se rompieron a nivel de la Formación Lancara y fueron empujadas sobre las capas superiores formando mantos y mantos corridos. La provincia de Ponga Nappe se encuentra al este de la Cuenca Carbonífera Central.
Los depósitos de molasa de la edad Estefaniana se encuentran sobre las otras rocas carboníferas y no están relacionados con la orogenia herciniana (varisca). Algunos plegamientos finales se produjeron en ángulos rectos respecto de las estructuras westfalianas.
Se produjo una mayor elevación y en el período Estefaniense se formaron algunas cuencas sin salida al mar en las montañas situadas sobre las capas oeste y sur, pero la Unidad de los Picos de Europa seguía siendo una zona marina.
En el Pérmico y hasta el Mesozoico hubo tectónica de extensión. La sucesión pérmica Autuniana – Formación Viñon se formó cuando se crearon cuencas por fallas normales descendentes. Está compuesta principalmente por caliza con capas de conglomerado, esquisto, yeso y rocas volcánicas alcalinas. La Formación Villaviciosa del Sajonia se formó en un continente árido con arenisca y conglomerado. Las condiciones en el Triásico eran muy áridas y las lagunas se evaporaron depositando yeso y marga. Durante los períodos Jurásico y Cretácico la zona estaba bajo el agua, pero la mayoría de los depósitos de esta época han sido erosionados.
Otra forma de ver la zona es por su estructura: Está formada por varias unidades de corrimiento: Somiedo-Correcilla, Sobia-Bodón, Aramo, (la primera en moverse en el Westfaliano Temprano), Cuenca Carbonífera Central, Ponga (la segunda en moverse) y Picos de Europa (la última en moverse en el Estefaniano Temprano) y la Unidad Pisuerga-Carrión (o Palantina) (que no llegó a ninguna parte).
En el Estefaniense Tardío, la zona se dobló alrededor de un eje vertical para formar la forma de medialuna actual. Este tipo de curvatura se denomina oroclina .
Dos teorías explican la formación de la cuenca Pérmica debido a la extensión de la corteza, la delaminación de la litosfera a medida que el manto sólido se hunde desde el fondo de la litosfera, siendo reemplazado por una astenosfera caliente ; o una grieta continental. [1]
La Zona Leonesa Asturiana Occidental se encuentra al oeste y suroeste de las rocas precámbricas del antiforme Narcea, y se extiende al este hasta las rocas precámbricas del antiforme Ollo de Sapo. Las rocas de esta zona son en su mayoría del Cámbrico y Ordovícico, con algunas del Silúrico al Carbonífero. Las rocas del Cámbrico y Ordovícico se formaron en aguas poco profundas en una depresión. Los depósitos posteriores se formaron en aguas más profundas. Se han metamorfoseado en esquistos verdes o anfibolitas de bajo grado . También presentan en su mayoría una clivaje pizarroso . Los pliegues miran hacia el centro del arco. En el oeste, los pliegues son reclinados y grandes: pliegues de Mondoñedo y Courel. En el este, los pliegues son asimétricos. La base del pliegue de Mondoñedo es un cabalgamiento con el mismo nombre. Otro cabalgamiento forma el borde de esta zona donde se encuentra con el Antiforme Narceano. Cerca de estos cabalgamientos se producen hendiduras de crenulación. Todas estas estructuras se formaron entre el Devónico inferior y el Estefaniano a. C.
Del Cámbrico, la Cuarcita Candana es equivalente a la Formación Herrería y tiene un espesor de 1 a 2 km. La Caliza Vegadeo es equivalente a la Formación Lancara y tiene un espesor de 0,1 a 0,2 km. La Serie Cabos es equivalente a las Formaciones Oville y Barrios y tiene un espesor de 4 km.
Las pizarras negras , llamadas pizarras de Luarca, son de edad Llanvirniense a Llandeiliense ( Ordovícico medio a superior ) y tienen un espesor de 0,5 a 1 km. La Formación Agüeira está formada por turbiditas de edad Caradociense y tiene un espesor de 3 km. Tras una discordancia se depositan las pizarras negras Silúricas de 0,4 km de espesor.
En la zona de San Clodio hay pocos afloramientos de rocas del Devónico inferior y, en el Carbonífero, esta era una zona de erosión que constituyó la fuente de material para los depósitos del Carbonífero Cantábrico. [1]
La Zona Centroibérica abarca la parte media del lado oeste de la península, incluyendo el norte y el centro de Portugal. El vértice superior noroeste ha sido sustituido por la Zona Galicia-Tras-Os-Montes. Las rocas que la componen son sedimentos metamorfoseados.
Las rocas más antiguas son sedimentos metamorfoseados del Proterozoico, deformados por la orogenia cadomiana . Hay rocas volcánicas y otros sedimentos del final del periodo ediacárico y cámbrico .
Antes del Carbonífero ésta se encontraba deformada en dirección noreste con empujes y pliegues.
Las rocas más antiguas son del Cámbrico , posiblemente del Precámbrico , y son ortogneis y paragneis . Se encuentran cerca de Foz do Douro y Miranda do Douro . Por encima de esto hay esquistos o lutitas con capas de turbiditas o calizas intercaladas. La secuencia estratigráfica se puede observar al suroeste de Salamanca en el Sinclinal de Tamames y en los Montes de Toledo . A estos les sigue una discordancia. Por encima de la discordancia se pueden encontrar areniscas rojizas , lutitas y conglomerados de edad Tremadociense de hasta 1 km de espesor. Una formación de cuarcita de edad Arenigiense es equivalente a la Cuarcita Amorican. Luego hay lutitas negras o pizarras que coinciden con la Pizarra de Luarca de Edad Llanvirn a Llandeilo . Encima de esto está la Cuarcita Botella o Cantera, de 0,1 km de espesor de Edad Llandeiliano a Caradociense .
Por encima de esto hay una caliza lenticular llamada caliza urbana y pizarra y arenisca de la era caradociense a la asgiliana. Luego viene la cuarcita Criadero en el área de Almadén en la base del período silúrico. La pizarra graptolítica negra y las rocas volcánicas básicas se superponen a esto.
El granito apareció con la Orogenia Varisca.
En el sur de la zona se encuentran depósitos terrígenos de edad Devónica de hasta 2 km de espesor. En el Sinclinal de Almadén hay una gran cantidad de roca volcánica.
El Carbonífero inferior presenta una facies de flysch a lo largo del límite sur de la zona, y también en el área de San Vitero y alrededor de los macizos de Morais y Bragança. [1]
La zona de Galicia-Trás-os-Montes es una unidad tectónica con forma de frijol en la esquina noroeste de España y noreste de Portugal ( Trás-os-Montes ). También se ha llamado complejos alóctonos. La zona consiste en una pila de manto que está altamente metamorfoseada. Se formó por la colisión de la placa ibérica con un trozo adelgazado de corteza de otro continente llamado el terreno Meguma . Hay cinco unidades en la pila. En el nivel más bajo hay rocas metamorfoseadas de alta presión y baja temperatura. En segundo lugar hay una ofiolita . En tercer lugar está la parte inferior de una corteza continental que se ha metamorfoseado a alta temperatura con alta presión. En cuarto lugar hay una capa de sedimentos derivados de la erosión de la tierra con metamorfismo de bajo grado. También hay una capa subyacente del Ediacárico y del Paleozoico temprano llamada secuencia autóctona. El metamorfismo del manto alóctono ocurrió hace 390-380 Ma en el Devónico medio. Esto es posiblemente del océano Rheic. Finalmente, por encima de esto hay otros esquistos llamados dominio esquistoso de Galicia-Trás-os-Montes o Para-autochthenon. Hay cinco masas ovaladas de rocas máficas a ultramáficas que componen la ofiolita. Estos son los macizos de Cabo Ortegal, Ordes , Lalín , Bragança y Morais . Cada uno de ellos se encuentra en un sinclinal y está rodeado de rocas metamórficas silúricas con una zona de empuje hacia el interior que forma el límite. Los tipos de roca en los macizos máficos son esquistos , gneis , anfibolita , metagabro, granulita , eclogita y serpentina . El macizo de Ordes data de 380 a 390 Ma, y representa parte del océano Rheno-Hercynian como parte de una cuña de acreción . Se unió al Terrane Hunic europeo entre el Bloque del Canal y la napa alóctona. Tiene un bloque correspondiente, el complejo Lizard en el suroeste de Inglaterra. El complejo Cabo Ortegal data de hace unos 345-340 millones de años y son los restos de una dorsal mesoceánica del océano Paleo-Tetis.
La línea Malpica-Lamego es una zona de cizalla que forma una línea que corre de norte a sur en el lado oeste de la Zona Galicia-Trás-os-Montes. Tiene una longitud de 275 km y está asociada a intrusiones de granodiorita. Hay más de 10 km de desfase vertical a lo largo de la zona de cizalla. [3]
La Zona de Ossa Morena (ZMO) forma una banda en la parte sur de Portugal y la esquina suroeste de España. Las rocas más antiguas son Precámbricas formando bandas en dos anticlinales alargados entre Córdoba y Abrantes . Las rocas Cámbricas comienzan con conglomerado , y luego tienen depósitos de aguas poco profundas y caliza . El Período Ordovícico está representado por facies pelíticas . En el Ordovícico Tardío, sienita y intrusiones de granito alcalino se levantaron a lo largo del cinturón de Córdoba Abrantes. El Período Silúrico tiene rocas volcánicas tanto ácidas como básicas, y también depósitos pelíticos. El Devónico Inferior se formó en aguas poco profundas. El Devónico Superior sigue una ruptura y es de flysch .
En el Carbonífero comienza con una secuencia de turbiditas que contiene materiales volcánicos básicos. Tiene un espesor de unos 200 metros. Por encima de ella hay capas que contienen carbón . En este punto se produjo la formación de montañas. En la era de Westfalia , estas capas se depositaron en lagos que se encuentran entre cadenas montañosas. En la era de Stephaniense , también se encuentra molasa en cuencas entre montañas.
La Zona de Ossa-Morena se encontraba en una falla transformante con la Zona Ibérica Central. A medida que se deslizaba (200 km horizontalmente al sureste y 10 km verticalmente), formó la Cuenca de Peñarroya durante el Langsettiense tardío y el Duckmantiense temprano del Carbonífero. La cuenca tiene unos 50 km de largo y 1 de ancho.
La Zona de Cizalla Tomar-Badajoz-Córdoba (ZCC) está formada por rocas que han sido cizalladas de forma dúctil en dirección lateral izquierda. Tiene una longitud de 350 km y una anchura de entre 2 y 15 km. El granito del Cámbrico y Ordovícico se ha transformado en ortogneis. Las migmatitas y los sedimentos metamorfoseados constituyen la mayor parte de la zona. Pero también hay cuerpos lenticulares constituidos por eclogitas y anfibolitas granates. La cizalladura se produjo desde finales del Devónico hasta el Carbonífero. La zona es una sutura entre diferentes terrenos (ZCC y ZMO) que forman el Macizo Ibérico. [4]
El límite o sutura entre la Zona de Ossa Morena y la Zona Sur Portuguesa está formado por una ofiolita: el Complejo Ofiolítico Beja-Acebuches (BAOC). Éste está formado por rocas metamórficas de alta presión, eclogitas y esquistos azules. Estas rocas han sido empujadas en dirección suroeste sobre la parte superior de la roca de la Zona Sur Portuguesa. [4]
La Zona Portuguesa del Sur (ZPS) es un terreno exótico que proviene de un continente diferente a las partes más septentrionales de la Placa Ibérica. Antes de 380 Ma, la ZPS era parte de Laurasia y estaba unida a lo que más tarde se convertiría en los Grandes Bancos . Este continente estaba en realidad al norte de Iberia, que a su vez era parte del Terreno Húnico Europeo (TEH). A los 380 Ma, la ZPS impactó al TEH entre las unidades alóctonas de la Zona Galicia-Tras-Os-Montes y la Meseta. A los 320 Ma aproximadamente, la ZPS se dirigió nuevamente hacia el sur deslizándose más allá del lado oeste de la Zona de Ossa Morena.
La Zona Sur de Portugal forma actualmente un delgado triángulo en el extremo sur de Portugal. En la Zona Sur de Portugal sólo se encuentran rocas del Devónico Superior al Carbonífero. El Devónico Tardío está representado por capas de filita y cuarcita con estratificación graduada . Las rocas volcánicas del Tournaisiano y del Viseano Inferior contienen minerales de manganeso , cinc y pirita . Esto se conoce como el Cinturón Pirítico Ibérico . Son los restos de los respiraderos hidrotermales del fondo marino . La mayor parte de la zona está cubierta por secuencias de turbiditas del Viseano Tardío de varios kilómetros de espesor.
Las minas en el área del cinturón de pirita incluyen la mina Neves-Corvo en Portugal, Rio Tinto, que ha sido explotada durante 2000 años, Aguas Teñidas, la mina Las Cruces y Los Frailes. [5]
La cuenca de la Vía existía en el borde noreste en tiempos del Pérmico. [1]
Durante el ciclo hercínico se formaron algunos plutones en la península. El gabro apareció en el noroeste de Galicia, como el gabro de Monte Castelo, y también en Beja , en Portugal. Existen dos tipos diferentes de granito : uno proviene de la corteza media y tiene un alto contenido de feldespato y un bajo contenido de calcio , y el otro tipo proviene de la corteza inferior mezclada con magmas del manto y es un granito calcoalcalino.
El primer tipo de granito se subdivide en granodiorita y leucogranito moscovita - biotita (dos granitos de mica ). La granodiorita se puede encontrar en Finisterre , Salamanca occidental , Zamora , Gredos , Aracena . Los dos leucogranitos de mica se pueden encontrar en Friol , Porto-Viseu, Moncorvo-Vila Real, Vigo , Finisterre , Gil Ibarguchi, La Guardia y también cerca de Salamanca. La mayoría de los granitos tienen entre 318 y 319 Ma. Pero algunos son de 340 Ma.
Los granitos calcoalcalinos fueron intruidos en dos momentos. El más antiguo está formado por granodiorita y adamelita con inclusiones de tonalita , diorita y gabro. En Galicia occidental tienen 316 Ma.
Los granitos calcoalcalinos más jóvenes presentan en su mayoría cristales gruesos, son granodioritas de biotita y hornblenda . Han intruido más tarde que los dos granitos de mica y son frecuentes en el norte y centro de Portugal. La edad radiométrica es de alrededor de 300 Ma. Algunos de los batolitos de este tipo mixto de granito se encuentran en Cabeza de Araya, Forgoselo, Ponferrada y Boal y La Runa. [1]
La península Ibérica se unió a Armórica (norte de Francia) antes del Mesozoico tardío. A principios del Cretácico, el golfo de Vizcaya comenzó a abrirse alrededor de 126 Ma y se completó alrededor de 85 Ma. Esto creó la llanura abisal de Vizcaya y separó la península del escarpe de Trevelyan. Durante este tiempo, Iberia giró en sentido antihorario con respecto a Eurasia. Esto provocó la subducción de la cuenca de Liguria hacia el lado oriental. Esto formó la pila de napa bética. Después de 85 Ma, comenzó la apertura del océano Atlántico entre Irlanda y Groenlandia . Esto dejó al golfo de Vizcaya como una grieta fallida. La nueva expansión del Atlántico hizo que Eurasia girara en el sentido de las agujas del reloj de nuevo hacia Iberia, lo que provocó un subempuje y subducción en el lado este del borde norte de Iberia, formando los Pirineos . [6]
A finales del Triásico y principios del Jurásico hubo dos etapas de rifting que implicaron extensión y subsistencia en el margen occidental de Iberia. También extendió el margen occidental. La llanura abisal ibérica, frente a la costa oeste de Portugal y España, se formó hace 126 Ma. Esto separó los Grandes Bancos de Terranova , y el Banco Galica y Flemish Cap se separaron hace 118 Ma. Para principios del Cretácico , se produce un rifting de 110 Ma en los bordes oeste y noroeste.
En el Mesozoico, a finales del Jurásico, África comenzó a desplazarse hacia el este y se abrió el Tetis alpino. La subsistencia relacionada con esto provocó depósitos profundos de sedimentos en el este y algunos restos de sedimentos en depresiones en partes centrales de España. En el este se produjeron dos etapas de rifting: una desde el Pérmico Tardío hasta el Triásico y la segunda desde el Jurásico Tardío hasta principios del Cretácico.
En el lado sur, los depósitos de carbonatos y sedimentos clásticos formaron una plataforma en aguas poco profundas durante el Triásico tardío y el Liásico . Esta plataforma se riftó en el Toarciense (Jurásico temprano hace 190 Ma). El rifting activo se completó hace 160 Ma. Después de esto, se produjo un hundimiento térmico hasta finales del Cretácico. Durante este tiempo, el rifting separó América del Norte de África y formó una zona de transformación. [6]
La Cuenca Ibérica se encuentra en el este de España. Un sistema de rift se formó en el basamento varisco desde el Pérmico hasta el Cretácico Superior. A finales del Cretácico, la cuenca se alargó 35 km. [7] En el Neógeno Temprano, la cuenca se invirtió como resultado de la Orogenia Pirenaica, parte de la formación de la Cadena Alpina. Esta inversión dio lugar a la formación de montañas llamadas Cordillera Ibérica. El rifting se produjo en varios momentos diferentes en el Mesozoico repitiendo el mismo patrón de sedimentación.
La cuenca de Minas de Henarejos se rellenó a partir del Pérmico Temprano . Era una pequeña cuenca continental con drenaje interno. [8]
En primer lugar, desde el Pérmico Tardío hasta el Triásico Tardío se depositaron los sedimentos de la Rama Aragonesa. Estos comenzaron con capas tempranas de arenisca rica en cuarzo derivada de rocas sedimentarias y metasedimentarias. Esta primera capa tenía 0,1 km de espesor. Más tarde, los depósitos se derivaron de rocas plutónicas y eran ricos en feldespato y cementados por arcilla. Estos primeros depósitos fueron aluviales y lacustres. Finalmente, la cuenca estaba por debajo del nivel del mar y se depositaron carbonatos marinos poco profundos seguidos de evaporitas costeras. El espesor de estos estuvo determinado por la depresión tectónica del fondo de la cuenca y varía de 1 a 6 km. Los nombres de las formaciones son Sajonia (Unidad Araviana del Pérmico), Buntsandstein (Unidad Tierga, Unidad Calcena, Unidad Trasobares), Muschelkalk (condiciones calcáreas marinas costeras poco profundas) y Keuper (evaporitas). La facies Sajona consiste en arenisca sobre conglomerado de cuarzo y paleosuelos . La arenisca está formada casi en su totalidad por granos de cuarzo redondeados. Los fragmentos de roca que contiene son pizarras y sílex. Los granos están muy compactados y cementados por cuarzo. El Buntsandstein contiene arenisca con grandes cristales de rocas plutónicas, así como fragmentos de pizarra y sílex. Están cementados por cuarzo, feldespato y algo de matriz de carbonato. La presencia de feldespato potásico indica que prevalecían condiciones áridas en esa época. Durante el Olenekiano, la temperatura media rondaba los 30 °C y las precipitaciones eran inferiores a 180 mm al año. [9]
También forma parte de la Cuenca Ibérica la Rama Castellana, en la que se encuentran formaciones del Pérmico: Boniches, Alcotas, una discordancia seguida del Conglomerado Hoz de Gallo, éste último rematado por areniscas y silcretas en otra discordancia que marca el final del Pérmico. Posteriormente, en el Triásico, se depositaron el Conglomerado Chequilla, Formación Rillo de Gallo, Fm Areniscas Cañizar, Fm Prados, Fm Eslida, Fm Marines, Fm Landete, Fm El Mas, Fm Cañete, [9]
En segundo lugar, la Cuenca de Cameros se formó y rellenó desde el Jurásico Superior, Tithonian hasta Berriasian y Valanginian hasta principios del Albiano . Estos están en ciclos con fragmentos aluviales en el fondo y calizas lacustres y margas hacia la parte superior de cada ciclo. La fuente de los clásticos fue el Macizo Ibérico al suroeste de la cuenca. Las formaciones de esta cuenca incluyen Tera, Oncala, Urbion, Enciso, Olivan y Escucha. La arenisca en el Tithonian es principalmente granos de cuarzo redondeados, pero también un 14% de fragmentos de roca carbonatada. A continuación, los depósitos temporales Berrieasianos son areniscas con principalmente cuarzo, pero algo de albita. El cuarzo tiene un 35% de granos policristalinos. Está cementado por minerales arcillosos. Esto se derivó principalmente de rocas metamórficas de bajo grado del basamento varisco. La arenisca del Valanginian se forma a partir de granos de cuarzo arrastrados por el viento. El origen del material fueron probablemente rocas sedimentarias del Jurásico (carbonatos y esquistos). Desde el Hauteriviano hasta el Albión, las areniscas están más mezcladas con más feldespato. Con frecuencia se encuentra caolinita rellenando el espacio entre los granos. [10]
Las cuencas mesozoicas se plegaron y corrieron, formando las cordilleras ibéricas. Se produjeron 30 km de acortamiento. Las cordilleras tienen una orientación noroeste-sudeste. En el noroeste, las cordilleras están enterradas bajo la cuenca del Duero. Sierra de Altomira es una cordillera orientada norte-sur separada de las cordilleras ibéricas por la cuenca del Tajo . Esta se formó a partir de una lámina de corrimiento que se dividió a través de capas de evaporita del Triásico.
El margen continental atlántico frente a Portugal y España es único. [ cita requerida ] En la zona entre la corteza continental y la corteza oceánica hay una zona de 100 km de ancho de manto continental exhumado . Durante la grieta que separó Terranova de Iberia hubo muy poco vulcanismo y la grieta estaba privada de magma. Esto dio lugar a fallas que elevaron el manto desde debajo del continente hasta el fondo del mar. El rifting hiperextendido es el nombre de este fenómeno. La roca del manto es peridotita . La peridotita se había formado a partir de un derretimiento, que se agotó en materiales de la corteza, pero luego se volvió a enriquecer en feldespato plagioclasa . La exhumación del manto se produjo en dos fases. Primero, del Valanginiano al Hauteriviano (142-130 Ma), la expansión ocurrió a unos 7 mm por año. En segundo lugar, del Hauteriviano al Albiano (130-113 Ma), el manto se exhumó a unos 13 mm por año. Después de esto, la astenosfera penetró hasta la superficie, se formó una dorsal mesoceánica y se formó una corteza oceánica normal. Los 2-3 km de peridotita menos profundos se convirtieron en serpentina verde por alteración con agua de mar en profundidad. La capa superficial de la serpentina (40 m de espesor) se alteró luego a serpentina amarilla por tratamiento con agua de mar a baja temperatura.
El banco Gorringe forma parte de la dorsal que bordea la zona de falla Azores-Gibraltar . Tiene unos 60 km de ancho y 180 km de largo en dirección noreste. Existen dos altos montes submarinos : el monte Gettysburg, con una profundidad de 25 m, y el monte Ormonde, a 65 m por debajo de la superficie. Los límites de las placas aquí convergen a 4 mm/año, además de deslizarse uno sobre el otro. El manto superior y la corteza oceánica están expuestos a lo largo de este banco. Se ha producido una intrusión de Ferrogabbro, datado en 77 Ma. También a 66 Ma pasó la pluma del manto del punto caliente de Canarias y provocó la intrusión de magma alcalino. Donde hay corteza, es muy delgada, de modo que el Moho llega hasta el fondo marino. El manto está cubierto por sedimentos, por lo que podría considerarse corteza. Desde el Mioceno se ha producido un acortamiento de la corteza oceánica absorbida por plegamiento y empuje.
Al norte del banco de Gorringe se encuentra la llanura abisal del Tajo. Al este se encuentra la plataforma continental de Portugal y al oeste la elevación de Madeira Tore. Al sur, un olistóstromo , los restos de un deslizamiento de tierra del banco de Gorringe, que dio lugar a sedimentos caóticos. En la mayor parte de la llanura del Tajo, la corteza tiene un espesor de 8 km, sin embargo, en el norte tiene solo 2 km de espesor. Al noroeste se encuentra el espolón de Extremadura.
Al sur del banco Gorringe se encuentra la llanura abisal Horseshoe. Esta llanura se extiende hacia el sur hasta los montes submarinos Ampere y Coral Patch, la elevación Madeira Tore en el oeste y el talud continental en el este. La corteza debajo de esta llanura tiene 15 km de espesor. El acortamiento de la corteza se ha acomodado en la llanura mediante fallas inversas cada pocos kilómetros.
En el golfo de Cádiz , donde la cuenca del Guadalquivir se extiende hacia el oeste frente a la costa, se forma el golfo de Cádiz . A mediados del Mioceno se produjo la formación de montañas, luego, desde el Mioceno hasta el Plioceno, se produjo un estiramiento y, finalmente, en el Pleistoceno, el fondo marino se volvió a comprimir. El golfo tiene volcanes de lodo en el fondo marino: el volcán de lodo de Darwin, el volcán de lodo de Mercator y el volcán de lodo de Challenger. [11]
La cuenca lusitana se extiende a lo largo de la costa media portuguesa con parte en tierra y parte en alta mar. En el Sinemuriano-Calloviano se depositaron gruesas capas de carbonatos hace 196 a 162 millones de años . Frente a la costa norte de Portugal se encuentra la cuenca de Porto, también alargada en dirección norte-sur. Más lejos de la costa, y también frente a la costa oeste de España, se encuentra la cuenca interior de Galicia. Estas cuencas se formaron por rifting en el Triásico Tardío ( hace 220 a 195 millones de años ). Más lejos en el mar frente a la costa oeste de España se encuentra el Banco de Galicia, que consiste en corteza continental y anteriormente estaba unido al Cabo Flamenco . El Banco de Galicia tiene caliza y marga depositadas en aguas poco profundas de la era Titoniana . Está cubierto por dolomita de la era Berriasiana ( hace 143 millones de años ).
Desde el Titoniano-Berriasiano ( hace 150 a 140 millones de años ) el rift tenía plataformas poco profundas con carbonatos depositados y arena en las profundidades. Desde el Valanginiano-Hauteriviense ( hace 140 a 130 millones de años ) se formaron sedimentos cementados con carbonatos. Desde el Valanginiano - Hauteriviense ( hace 130 a 94 millones de años ) el oxígeno era pobre y hubo seis períodos sin oxígeno ( eventos anóxicos ). Desde el Turoniano-Paleoceno ( hace 94 a 66 millones de años ) el oxígeno volvió a estar disponible y los sedimentos eran rojizos o multicolores. Algunas áreas tenían fuertes corrientes. En el Paleoceno ( hace 66 a 59 millones de años ) las pizarras negras oscuras marcan la falta de oxígeno en el agua estancada. Desde el Thanetiense hasta el Oligoceno ( hace 59 a 34 millones de años ) y hasta la actualidad, se depositan sedimentos calcáreos y silíceos. Una fuerte circulación de aguas profundas comenzó hace unos 34 millones de años y continúa hasta ahora. [12]
Los eventos anóxicos oceánicos se han denominado evento Bonarelli (OAE2 hace 93,5 millones de años ) (causado por erupciones volcánicas en el Caribe), evento del Cenomaniano medio hace 96 millones de años y OAE 1b, OAE 1c y OAE 1d en el Albiano ( hace entre 100 y 112 millones de años ). El carbono en las lutitas negras parece provenir tanto de la tierra como de los océanos, y la fijación de nitrógeno también fue alta durante estos períodos.
La cuenca lusitana es muy rica en fósiles, principalmente invertebrados marinos [13] y vertebrados, incluidos huesos y huellas de dinosaurios. [14]
Entre 170 y 120 Ma se produjo un deslizamiento lateral izquierdo de más de 200 km entre Europa e Iberia, que se desprendió de los Grandes Bancos. Entre 120 y 83 Ma se produjo una convergencia de 115 km en la región de Cerdeña y Córcega. A los 83 Ma se produjo una convergencia con Europa hasta hace 67,7 Ma, cuando dejó de moverse con respecto a Europa. En el Eoceno, entre 55 y 46 Ma, se produjo un deslizamiento lateral derecho. Después, volvió a haber convergencia hasta el Eoceno y principios del Oligoceno. [15]
El Sistema Central español es una cadena montañosa que separa las cuencas del Tajo y del Duero. La Sierra de Gredos y la Sierra de Guadarrama forman parte de estas cordilleras. El terreno se comprimió y elevó como resultado de la orogenia alpina. [16]
Los Pirineos se formaron cuando la placa ibérica impactó con la placa europea, que se subdujo parcialmente. La compresión inicial comenzó en tiempos del Santoniano con la subducción de la corteza adelgazada. La corteza al oeste se subdujo más tarde. Se formaron empujes al sur que dieron como resultado la inversión de las cuencas mesozoicas. Los Pirineos centrales experimentaron el mayor acortamiento, con cantidades menores al oeste. El acortamiento continuó durante 40 Ma. Hay varias cuencas sedimentarias pérmicas, de hasta 1 km de profundidad. Estas comienzan con limolita gris, carbón y volcánicas, y están coronadas por limolita roja, arenisca y conglomerado. Al final del Cretácico había unos 150 km de separación entre Iberia y Francia.
Hoja de empuje de Gavarine:
La Cordillera Bética es una cadena montañosa situada en el sur y sureste de España, orientada en dirección ENE. Se extiende desde el Golfo de Cádiz hasta el Cabo de la Nao .
La Cordillera Bética se formó como resultado de una interacción compleja de la placa africana con la península ibérica. Consta de cuatro partes: las béticas internas a lo largo de la costa, las béticas externas en el interior, las unidades flysch en el extremo sur de España (y Gibraltar ) y la cuenca del antepaís: la cuenca del río Guadalquivir. La formación se produjo con 250 km de convergencia norte-sur desde mediados del Oligoceno hasta finales del Mioceno. A partir de 50 km de convergencia oeste-noroeste.
Los béticos forman parte del Arco de Gibraltar , que también incluye el Rif en Marruecos .
Durante el Triásico y el Jurásico los márgenes bético y magrebí estaban uno frente al otro.
A lo largo de la costa se encuentran las Béticas Internas o Dominio de Alborán, rocas del basamento metamorfoseadas de épocas anteriores al Mioceno. Tres cabalgamientos forman estas montañas (primero Nevado-Filábride, enterrado a 50-70 km de profundidad, luego Alpujárride y por último Maláguide). La corteza se engrosó sustancialmente y el cabalgamiento inferior sufrió una metamorfosis de alta presión. Dentro de las Béticas Internas hay muchas depresiones que han creado cuencas que se han llenado de sedimentos, llamadas Cuencas Béticas Neógenas, y algunas de ellas se están formando incluso en la actualidad.
La lámina de empuje de Maláguide contiene rocas del Silúrico al Oligoceno. Aunque las rocas del Silúrico se deformaron en la Orogenia Varisca, las rocas de esta lámina tienen solo un metamorfismo de bajo grado. Se puede encontrar al norte y al este de Málaga y en una franja a lo largo del límite entre las Béticas internas y externas. Las rocas de la lámina de empuje de Maláguide incluyen filita, metagrauvaca, caliza, metaconglomerado . El Devónico y Carbonífero temprano está representado por pizarras grises y conglomerado, con cantidades más pequeñas de caliza, sílex y radiolarita . Hay algunas capas rojas del Pérmico al Triásico, comenzando con conglomerado y adelgazándose a arenisca y lutita .
La lámina de cabalgamiento de Alpujárride se extiende desde el oeste de la provincia de Málaga hasta Cartagena, en el este. Esta capa ha sufrido más metamorfosis que la lámina de cabalgamiento de Maláguide. Se encuentra enterrada entre 35 y 50 km de profundidad. En su base hay esquisto de mica , con algo de gneis y migmatita formados a partir de sedimentos más antiguos que el Pérmico. Por encima de esto hay un esquisto gris azulado del Pérmico, y la siguiente capa es carbonatada del Triásico medio a superior. Por encima de esto hay un esquisto de mica negro, y las capas superiores son una metapelita de color marrón y una cuarcita.
Los depósitos del Triásico Mesozoico al Mioceno forman las Béticas Externas. La zona Subbética con depósitos de agua más profunda se encuentra en el sureste y la zona Prebética al noroeste contiene depósitos de agua poco profunda. La Unidad del Campo de Gibraltar es un prisma acrecentado a partir de depósitos terrígenos formados en el Oligoceno.
La cuenca de Fortuna forma parte de las Béticas orientales. Se extiende desde el Tortoniense hasta el Plioceno (hace menos de 11,6 Ma). El fondo de la cuenca se hundió rápidamente al principio. Comenzó a llenarse de sedimentos marinos al estar conectada con el mar Mediterráneo. Más tarde se aisló y comenzaron a aparecer evaporitas. Estas se cubrieron con sedimentos continentales a finales del Tortoniense, hace 7,2 Ma. La cuenca se aisló a medida que los bordes se elevaban tectónicamente. Durante el Messiniense hasta el Plioceno inferior, hace 7,2–3,6 Ma, el fondo de la cuenca se hundió otro kilómetro y los sedimentos continentales lo llenaron. Durante el Plioceno, la cuenca se comprimió, se cortó y se elevó. [17]
Las peridotitas de Ronda afloran en las Béticas Internas occidentales en la lámina de empuje de Alpujárrides. Estas han sido parcialmente serpentinizadas. La variedad de peridotita es lherzolita . Estas fueron intruidas a una presión de 1 gigapascal (GPa). Bajo las peridotitas de Ronda hay una eclogita formada a una presión de 1,5 GPa. Dos macizos, Sierra Bermeja y Sierra Alpujata han sido rotados 40° hacia el oeste desde su solidificación, al igual que las Béticas Externas occidentales. [18]
La lámina de cabalgamiento Nevado-Filábride se encuentra enterrada a una profundidad de 50 a 70 km. Contiene rocas originarias del Paleozoico al Cretácico. Ha sufrido metamorfismo de alta presión y baja temperatura. Consta de tres unidades. La Unidad Ragua está formada por esquisto micáceo que contiene albita y grafito, y cuarcita. La Unidad Calar Alto tiene esquisto micáceo que contiene cloritoide y grafito, del Paleozoico, esquisto permo-triásico de color claro y mármol del Triásico, que han sido metamorfoseados hasta el nivel superior de esquisto verde a temperaturas de hasta 450 °C. La Unidad Bédar-Macael se metamorfoseó hasta el nivel de anfibolita y contiene mármol, serpentinita y gneis turmalina, así como el esquisto más común. Esta unidad se calentó a 550 °C. [19]
En el extremo occidental de las Béticas se encuentra la cuenca del Guadalquivir, que se encuentra discordantemente sobre la zona sur de Portugal, la zona de Ossa Morena y la zona centroibérica. Contiene material de edades comprendidas entre el Neógeno y el Cuaternario.
Los béticos fueron comprimidos unos 300 km en el Cenozoico.
A finales del Mioceno se formó un umbral (puente de tierra) en el arco de Gibraltar, que desconectó varias veces el Mediterráneo del océano Atlántico, lo que provocó la evaporación del mar Mediterráneo. [20]
El Peñón de Gibraltar es un promontorio monolítico de piedra caliza. La roca se creó durante el período Jurásico hace unos 200 millones de años y se elevó durante la orogenia bética.
La cuenca de Alborán, al sur de España y Gibraltar, se formó a principios del Mioceno mediante la extensión y el adelgazamiento de la corteza continental hasta alcanzar un espesor de tan solo 12 o 15 km. Hoy en día, todavía se está llenando de sedimentos debajo del mar de Alborán . Hasta el momento, se han acumulado 8 km de sedimentos. El mar de Alborán tiene numerosas áreas en su fondo formadas por flujos volcánicos. Esto incluye la isla de Alborán, a mitad de camino del mar. [21] Durante el Plioceno y el Pleistoceno, el vulcanismo continuó.
La zona de cizallamiento Trans Alborán es una zona de falla con una orientación de 35° (noreste) que se extiende desde Alicante en España, a lo largo de la costa de Murcia a través de la cordillera Bética, a través del mar de Alborán hasta las montañas de Tidiquín en Marruecos . Esta zona se manifiesta con terremotos . El lado sureste se está moviendo hacia el noreste y el lado noroeste se está moviendo hacia el suroeste.
Las Islas Baleares están sobre una plataforma elevada llamada Promontorio Balear.
Mallorca:
Menorca:
El margen sur está formado por una estrecha plataforma donde se depositan carbonatos. Los sedimentos se derraman sobre la cornisa. Al sur de la isla de Cabrera, entre las islas de Formentera y Cabrera, hay una pequeña provincia volcánica con unas pocas docenas de salidas. La pendiente al sur de la plataforma es el escarpe Emile-Baudot. Sólo tiene un cañón, el cañón de Menorca, con el abanico de Menorca en su base. [21] La corteza en el promontorio balear tiene 25 km de espesor. La litosfera tiene sólo 30 km y hay una astenosfera de baja velocidad sísmica debajo.
En Menorca hay extensos afloramientos del basamento varisco. En el Triásico se formaron depósitos similares a los de Alemania. En el Jurásico inferior se cubrió de agua marina poco profunda y se formó caliza. De Medio a Tardío en el Jurásico se formaron margas y calizas en aguas profundas. En el Cretácico se formaron margas y calizas de aguas poco profundas. Desde el Cretácico Superior hasta el Paleógeno hubo pocos depósitos. Del Eoceno hay algo de caliza de aguas poco profundas en el sureste. Durante el Eoceno hasta el Oligoceno inferior, la isla de Cerdeña estaba situada al noreste del Promontorio Balear (Menorca). Cerdeña y Córcega rotaron hacia afuera de 19 a 15 Ma. Del Oligoceno hay algo de conglomerado.
Durante el Neógeno se reanudó la orogenia (formación de montañas). A medida que el terreno se deformaba, aparecieron conglomerados de arenisca calcárea, caliza y turbiditas calcáreas. Durante la orogenia, desde finales del Oligoceno hasta el Mioceno medio, el terreno se acortó (comprimió) en un 50%. En el sureste de Mallorca se produjeron pliegues invertidos desde finales del Oligoceno hasta el Langhiano. En el Mioceno medio y superior (principalmente Serravalliense) el terreno se estiró (extendió) y se formaron fallas que crearon cuencas. En el Mioceno superior se llenaron de agua y sedimentos. Después de la orogenia, se añadieron margas calizas y areniscas calcáreas. Más tarde, en el Plioceno y hasta ahora, se ha producido una nueva contracción.
Del Mioceno Temprano existen dos volcanes de origen calcoalcalino.
Al sur de las Baleares se encuentra la Cuenca Argelina, con un fondo de corteza de estilo oceánico de 4 a 6 km y un moho de menos de 15 km de profundidad. El fondo de esta cuenca está formado por 0,5 km de sedimentos del Plioceno al Cuaternario que recubren las evaporitas del Messiniense de 1,2 km de espesor, que forman diapiros en los sedimentos. [22]
Las condiciones de compresión se extendieron hacia el oeste a lo largo del margen norte de Iberia. Esto provocó el estrechamiento del Golfo de Vizcaya, con subducción del fondo de la bahía que dio origen a la Cordillera Cantábrica , comenzando a finales del Cretácico y a principios del Eoceno . La subducción cesó hace 54 Ma.
La tensión del borde noreste de la colisión de España con Eurasia afectó al interior, elevando la Cuenca Ibérica para formar la cordillera de la Cadena Ibérica, al noreste del centro. La zona de transformación Azores-Gibraltar se activó hace unos 30 Ma. Esta zona aparece como una cresta en el fondo del océano Atlántico y es evidente incluso hoy en día como una zona de terremotos. África se movió hacia el este con respecto a Iberia y Eurasia. Esto abrió la depresión de Valencia y la cuenca balear. La extensión en este lado sureste de Iberia se extendió desde el sur de Francia. La expansión alcanzó y formó la cuenca de Alboriense entre 23 y 20 Ma.
África convergió hacia Eurasia y la dirección cambió de norte-noroeste a noroeste en el Tortoniense . Este cambio en la compresión formó la Cordillera Bética en la costa mediterránea en el Mioceno Medio . Las cuencas se invirtieron y se elevaron en el Sistema Central Ibérico, y también en la Cuenca de Alborán. La corteza aún continúa plegándose en estas áreas desde el Plioceno . Algunas áreas costeras se han elevado cientos de metros en el Plioceno. También aparecieron nuevas zonas de cizallamiento en la Cuenca de Alborán. [6]
La unidad de Yesos de Ninyerola se encuentra a quince kilómetros al sur de Valencia. Está formada por capas de yeso, marga y caliza. Los nódulos de yeso de esta formación se han utilizado como alabastro para tallar esculturas. Este material se depositó a partir de un lago de agua dulce, con un alto contenido de sulfatos pero bajo en cloruros.
La cuenca del Duero, en el noroeste de España, es la mayor cuenca cenozoica de la Península Ibérica. Los depósitos continentales del Oligoceno y el Mioceno tienen hasta 2,5 km de espesor. Está delimitada por el sistema central al sur, la cordillera ibérica al este y la cordillera Cantábrica al noreste. La cordillera Cantábrica es la principal fuente de sedimentos de esta cuenca. El río Duero comenzó a drenar la cuenca hace 9,6 Ma al conectarla con el océano Atlántico. En la cuenca se extraía oro en la época romana. Las Médulas es la mina más famosa. Se utilizaba lana grasa para atrapar las escamas de oro que se arrastraban desde los depósitos aluviales. Al norte de Ribón hay otra mina de oro de 2000 años de antigüedad .
Dos cuencas del Eoceno en Portugal son las cuencas del Mondego y del Bajo Tajo, que se alargan en dirección suroeste. Simultáneamente con la formación de estos fosos, se elevó la cuenca del Algarve . En el Mioceno, se comprimió la cuenca lusitana y se formaron la Cordillera Central Portuguesa y las Montañas Occidentales, que también tienen una orientación suroeste. Las montañas también forman cuencas de piedemonte o de profundida. Se desarrollaron fallas alineadas sur-suroeste. Estas fallas desarrollaron algunas cuencas de separación.
En el Plioceno tardío (2,6 Ma) se produjo un mayor levantamiento y los sedimentos depositados anteriormente fueron erosionados. Desde entonces, la costa de Portugal ha ido elevándose a un ritmo de aproximadamente 0,1 mm por año. [23]
La cuenca del Ebro se formó como una depresión al mismo tiempo que los Pirineos. Desde hace 55 a 37 Ma la cuenca estuvo por debajo del nivel del mar y llena de sedimentos marinos. A mediados y finales del Eoceno se formaron evaporitas a medida que el mar se secaba formando las evaporitas de Cardona. Se convirtió en una cuenca continental, hasta finales del Oligoceno. Desde el Oligoceno hasta el Mioceno el área estuvo cubierta por un lago endorreico [24] que atrapaba las rocas erosionadas de las cordilleras circundantes: Pirineos , Cordillera Ibérica y Cordillera Costera Catalana . A partir del Mioceno superior el río Ebro drenó esta cuenca desembocando en el Mediterráneo.
La cuenca del Tajo recibió depósitos continentales desde finales del Oligoceno hasta finales del Mioceno. Esta cuenca es drenada por el río Tajo hasta el Atlántico más allá de Lisboa .
La cuenca de As Pontes, en el extremo noroeste de Iberia, estuvo repleta de depósitos aluviales y lacustres desde finales del Oligoceno hasta principios del Mioceno.
Las cordilleras costeras catalanas se formaron en el Eoceno por compresión, lo que contribuyó al cierre de la cuenca del Ebro . [24] Más tarde, en el Oligoceno y el Mioceno, se produjo una extensión a medida que se abría la depresión de Valencia. Toda la corteza de la zona se dobló formando un monoclinal . Las montañas tienen una orientación noreste-suroeste, en un ángulo oblicuo con respecto a la cuenca original.
Los volcanes a lo largo del margen mediterráneo se formaron debido al adelgazamiento del manto litosférico. El campo de Levante se encuentra en el extremo suroeste de la depresión de Valencia. Los volcanes tienen entre 8 y 1 Ma. La provincia volcánica del noreste, en el extremo oriental de los Pirineos, data de hace entre 14 Ma y 11.000 años. Los volcanes se formaron primero en la cuenca del Empordà, luego en la cuenca de La Selva y finalmente en la cuenca de Cerdanya. Almería y Murcia tienen volcanes alcalinos. [7]
La depresión de Valencia se encuentra entre la costa mediterránea del noreste de España, cerca de Barcelona , y las Islas Baleares . Se trata de una depresión orientada de noreste a suroeste entre el talud continental de la península Ibérica y el talud de la plataforma alrededor de las Islas Baleares. Originalmente se abrió entre finales del Oligoceno y principios del Mioceno , al mismo tiempo que la cuenca provenzal. La plataforma continental frente a la costa catalana tiene entre seis y 30 km de ancho. Varios cañones en forma de V cortan profundamente la plataforma, entre ellos los cañones de Foix, Besós, Arenys, La Fonda y Creus. El margen del Ebro, una plataforma costera poco profunda, está alimentada por el río Ebro . La plataforma aquí tiene 70 km de ancho. Las plataformas en el margen balear tienen menos de 20 km de ancho; tienen un bajo influjo de sedimentos y, en cambio, están dominadas por carbonatos.
En la base de la Depresión de Valencia se encuentra el Canal de Valencia , un barranco que transporta sedimentos hacia el noreste hasta la Cuenca Provenzal.
La fosa de Valencia está formada por una corteza continental extendida. En el punto más profundo, la discontinuidad de Mohorovičić ("Moho") tiene solo 8 km de profundidad, mientras que bajo el continente está a 32 km. Bajo las Islas Baleares, la profundidad vuelve a subir hasta los 23-25 km. Otros puntos bajo el eje de la fosa de Valencia tienen un Moho a entre 15 y 10 km de profundidad. La litosfera tiene solo entre 50 y 80 km de espesor y el manto tiene una velocidad de transmisión del sonido anormalmente baja.
La corteza de la fosa pasó por una historia similar a la del continente. Se comprimió en la orogenia varisca , se extendió en el mesozoico, de modo que las cuencas resultantes se llenaron de sedimentos, se comprimieron nuevamente y se levantaron en el cretácico, y luego se erosionaron. En el eoceno y el oligoceno tardío hubo un par de cuencas llenas de depósitos terrestres.
En el Oligoceno superior y el Mioceno inferior se inició el rifting y se formaron depósitos continentales, seguidos de depósitos marinos en una plataforma poco profunda. Durante este período, la depresión creció por extensión hasta sus dimensiones actuales. En el Mioceno medio y superior se depositaron sedimentos clásticos bajo el agua del mar. Luego, el nivel del Mediterráneo descendió drásticamente debido a la evaporación. Durante esta crisis de salinidad del Messiniense, se excavaron profundos barrancos en los sedimentos expuestos a la atmósfera y los depósitos de sal del Messiniense se incrustaron en las partes más profundas. En el Plioceno y el Holoceno se formaron deltas sobre las partes poco profundas y abanicos marinos profundos en las partes más profundas. [22]
Las laderas alrededor de la depresión se han visto afectadas por numerosos deslizamientos submarinos. En su mayoría son pequeños, de menos de 100 km2 de superficie. El llamado flujo de escombros "Big '95", es un gran deslizamiento de tierra frente a la costa de Castellón de la Plana , más allá de las Islas Columbretes . Este deslizamiento cubre 2200 km2 , conteniendo 26 km3 , o 50 gigatoneladas de sedimento. Tiene 110 km de largo, un espesor medio de 13 m, que oscila entre 600 m y 1800 m por debajo del nivel del mar. Una fecha de carbono 14 indica que el deslizamiento ocurrió antes del 9500 a. C. Se cree que fue provocado por un domo volcánico, el mismo que elevó las Islas Columbretes por encima del nivel del mar. [25]
Al este de las Islas Baleares se encuentra la llanura abisal balear . Un gran depósito de deslizamiento submarino de origen desconocido, denominado megaturbidita balear , cubre 77.000 km2 y contiene 600 km3 de sedimentos, de 10 m de espesor. El deslizamiento se produjo en el último banco bajo .
A lo largo de la costa se encuentran playas elevadas de arena o guijarros que han sido parcialmente cementadas y que se han datado entre 53.700 y 75.800 años de antigüedad. [26] La Torca del Carlista tiene la caverna más grande (La Grand Sala del GEV) de Europa. Se encuentra en el País Vasco . Tiene una superficie de 76.620 metros cuadrados, con unas dimensiones de 245 por 520 metros. [27]
Iberia es una región bastante rica para la paleontología, principalmente del Mesozoico y el Mioceno. Se conocen varias localidades importantes de dinosaurios en Portugal y España. En Portugal, la Formación Lourinhã es una de las unidades mesozoicas más ricas, principalmente para dinosaurios y mamíferos. Un dinosaurio extraño fue descubierto en Las Hoyas en Cuenca, España . El animal original medía 6 metros de largo, tenía una joroba y tenía plumas. El fósil data de la etapa Barremiana del Cretácico Superior y se llama Concavenator corcovatus . [28] Turiasaurus riodevensis , un dinosaurio verdaderamente gigante que vivió entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, también fue encontrado en Riodeva en Teruel España. El animal medía 37 metros de largo y pesaba entre 40 y 48 toneladas. [29]
Los restos más recientes de neandertales se conocen en Cueva Antón . [30]
El espesor de la corteza es de 30 a 35 km en la mayor parte de Iberia, pero se adelgaza a 28 km en la costa oeste. Sin embargo, las áreas montañosas son más gruesas. La profundidad de la corteza en el Macizo Ibérico es de 30 a 35 km. Las Béticas occidentales tienen una corteza de 39 km de espesor y en tres capas, mientras que las Béticas orientales tienen una corteza de 23 km de espesor en dos capas. A lo largo de la costa cerca de las Béticas, la corteza tiene un espesor de 23 a 25 km. La litosfera bética (corteza y manto sólido) tiene un espesor de 100 a 110 km. Bajo el mar de Alborán, la corteza tiene un espesor de 16 km. La litosfera de Alborán tiene un espesor de 40 km.
Las cuencas del Tajo y del Duero están elevadas y, sin embargo, muestran una anomalía de Bouguer negativa . Esto se debe probablemente a una corteza menos densa. En la zona de Ossa Moena y la zona sur de Portugal hay una anomalía de Bouguer positiva, debido a una mayor densidad de la corteza. A lo largo de la costa mediterránea hay una anomalía de Bouguer positiva debido a una litosfera adelgazada a menos de 75 km.
La fuerza ejercida por el empuje de la dorsal desde el fondo marino del Atlántico es de 3,0 TN/m (10 12 newtons por metro); hace 54 Ma la fuerza era menor, 2 TN/m.
Las estaciones GPS miden los movimientos lentos debidos a la deriva continental y los movimientos tectónicos:
El flujo de calor es de 60-70 mW/m2 en el Macizo Ibérico y de 100-120 mW/m2 en las Béticas en el Mar de Alborán, donde la litosfera es más delgada. En el extremo sur de Portugal se mide un flujo de calor bajo de 40 mW/ m2 .
La minería tiene una larga historia en España. La extracción de cobre se lleva a cabo en Río Tinto desde hace 5.000 años. [31] El depósito de mercurio más grande del mundo se encuentra en Almadén , España, que ha producido 250.000 toneladas. [32]
Las minas de La Unión, Murcia, produjeron plomo, hierro, plata y zinc desde la época romana, pero cerraron en 1991 debido al agotamiento. [33] Las minas de plomo de Cástulo , cerca de Linares, Jaén, funcionaron desde la antigüedad hasta 1991. Esta es una parte del distrito minero de Linares-La Carolina, donde en la Edad del Bronce se extraía cobre. Las minas romanas funcionaron en Arrayanes, La Cruz y El Centenillo y Salas de Galiarda en Sierra Morena . [34] [35]
En la cuenca minera de Palencia se extraían carbón negro y antracita de yacimientos carboníferos . [36]
El gran terremoto de Lisboa del 1 de noviembre de 1755 fue uno de los terremotos más destructivos de la historia, en el que murieron alrededor de 100.000 personas. El terremoto de Portugal de 1969 fue mucho menos grave: en Marruecos y Portugal murieron 13 personas.
En la Península Ibérica se definen varias Secciones y Puntos de Límite Global .
En el siglo XVII el médico Alfonso Limón Montero estudió la evaporación del agua de los ríos y manantiales en España y propuso un modelo del Ciclo del Agua . [42] embargo, fue solo en el siglo XVIII cuando se publicaron tratados de geología. [43] En el año 1754 José Torrubia publicó Aparato para la Historia Natural Española considerado el primer tratado escrito en español defendiendo la tesis del diluvio universal [44] y extrayendo fósiles de la Península Ibérica y otros lugares. [45] En 1771, el rey Carlos III fundó el Real Gabinete de Historia Natural de Madrid (Real Cámara de Historia Natural de Madrid) Guillermo Bowles , con la ayuda de Nicolás de Azara, publicó Introducción a la Historia Natural ya la Geografía Física de España (Introducción a la Historia Natural y la Geografía Física de España) una obra que recogía datos sobre yacimientos geológicos, rocas y minerales que recogió en sus viajes por la península. [43] [46] Entre 1797 y 1798 el alemán Christian Herrgen tradujo al español la obra de Johann Friedrich Wilhelm Widenmann , Orictognosia . Por el prestigio adquirido con la traducción, el rey Carlos IV lo nombró editor de Anales de Historia Natural , publicación que comenzó en 1799. [47]
Agustín Yáñez y Girona utilizó por primera vez el término geología en su obra de 1819 llamada Descripción origlognóstica y geológica de la montaña de Montjuich . [43] Bajo el reinado de Fernando VII se promulgó la Ley de Minería de 1825, que regulaba las empresas mineras privadas. [48] En 1834 Guillermo Schulz elaboró el primer mapa geológico de España, un mapa a escala 1:400.000 de la zona de Galicia. [49]
Charles Lyell visitó España en el verano de 1830 y también en el invierno de 1853. La visita de Lyell a los Pirineos le llevó a estudiar la orogenia que produjo la cadena montañosa. Descubrió que se habían formado a lo largo de un largo período de tiempo , y no como resultado de una única gran catástrofe , como se creía anteriormente. Esto llevó a que se desarrollara el concepto de historia geológica de Lyell. Su libro Elementos de geología de 1830 a 1833, fue traducido al español por Ezquerra del Bayo en 1847. Éste se utilizó como libro de texto, ya que fue el primer texto de geología moderna disponible para el público en general en España. Esto difundió las ideas y la terminología de Lyell. [50]
Ezquerra del Bayo creó el primer mapa geológico de España en 1850 [50] Joaquín Ezquerra del Bayo fundó la Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino en 1849. En 1850 pasó a llamarse Comisión del Mapa Geológico de España. La organización ahora se llama Instituto Geológico y Minero de España . [51] Su finalidad era publicar libros y mapas de España. [52] Guillermo Schulz trazó un mapa de gran calidad de la geología de Asturias. A esto le siguió el mapa de España de Del Bayo y luego el mapa geológico de toda la Península Ibérica de Moritz Willkomm. [53]
La Universidad de Madrid ofreció por primera vez una asignatura llamada "Geología y Paleontología" en 1854 cuando Juan Vilanova y Piera asumió la cátedra de Geología y Paleontología. [54]
La Real Sociedad Española de Historia Natural se estableció en 1871. [55] Miguel Colmeiro y Penido fue el primer presidente de la organización. [56] La Comisión del Mapa Geológico de España entró en declive hasta 1873 cuando Manuel Fernández de Castro emitió un decreto para refundar la comisión y comenzar a estudiar geología nuevamente. [57] Entre 1875 y 1891 Lucas Mallada y Pueyo publicó en el Boletín Geológico y Minero la obra Sinopsis de las especies fósiles que se han encontrado en España. En 1892 publicó el Catálogo general de especies fósiles encontradas en España, obra que incluye 4.058 especies. [58] En 1882, se inauguró en Barcelona el Museo de Geología (también conocido como Museo Martorell).
El XIV Congreso Geológico Internacional se celebró en Madrid en 1926. [59] La Guerra Civil Española y sus secuelas marcaron un declive en el estudio de la geología en España. [43]
En 1972 se creó el plan MAGNA para producir mapas de España a escala 1:50000 (este trabajo se inició en Portugal en 1952). [43] [60]
Entre 1986 y 1987 una colaboración hispano-francesa llamada ECORS-Pirineos realizó un perfil sísmico de reflexión vertical de 250 km de longitud a través de los Pirineos. [61] En 2000 ya existían seis perfiles sísmicos a través de los Pirineos que proporcionaron una gran cantidad de información sobre el espesor de la corteza y la estructura interna del orógeno. [62]
Entre 1852 y 1857, Carlos Ribeiro realizó un mapa geológico a escala 1:480 000 de la región portuguesa entre los ríos Duero y Tajo e hizo trabajos geológicos en Alentejo . [63] Portugal inició la Comissão Geológica do Reino en 1857. Fue dirigida por Carlos Ribeiro y Pereira da Costa. [64] Ribeiro con Nery Delgado, publicó el primer mapa geológico de Portugal, a escala 1:500 000. Este fue reeditado y actualizado en 1899 por el geólogo suizo Paul Choffat . [65]
Durante la Segunda Guerra Mundial, el gobierno francés empleó a Georges Zbyszewski para documentar los depósitos minerales portugueses, especialmente el tungsteno. [66] En los años siguientes, Zbyszewski publicó unos 300 artículos sobre geología y produjo cinco mapas geológicos a escala 1:50 000. [66] El Museo Geológico de Lisboa es parte del Laboratorio Nacional de Energía y Geología. Contiene especímenes que datan de 1859 recolectados por Carlos Ribeiro , Nery Delgado, Paul Choffat y otros. [67]
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