La geología de la Península Ibérica consiste en el estudio de las formaciones rocosas de la Península Ibérica , que incluye España , Portugal , Andorra y Gibraltar . La península contiene rocas de todos los períodos geológicos desde el Ediacárico hasta el Cuaternario , y están representados muchos tipos de rocas. Allí también se encuentran depósitos minerales de clase mundial .
El núcleo de la Península Ibérica está formado por un bloque cratónico herciniano conocido como Macizo Ibérico . Al noreste limita con el cinturón de plegado pirenaico , y al sureste con la cadena montañosa del Pliegue Bético . Estas cadenas dobles forman parte del cinturón alpino . Al oeste, la península está delimitada por el límite continental formado por la apertura del Océano Atlántico . El cinturón de Hercynian Fold está enterrado principalmente por rocas de cobertura mesozoica y cenozoica al este, pero sin embargo aflora a través de la cadena ibérica y las cordilleras costeras catalanas .[1]
Macizo Ibérico [ editar ]
El Macizo Ibérico está formado por rocas de la Era Paleozoica. Se montó alrededor de 310 Ma . Varias zonas se encuentran en el Macizo Ibérico. Estas fueron las piezas que se ensamblaron para formar el bloque. En la costa norte de España se encuentra la Zona Cantábrica . Luego hacia el oeste y también en la Cadena Ibérica y la Cordillera de la Costa Catalana se encuentra la Zona Oeste Asturiano-Leonesa. Luego aparece la Zona Ibérica Central cerca de A Coruña , por el norte de Portugal, y por el centro de España, incluidos los Montes de Toledo . La Zona Ossa-Morena aflora al este de Lisboa . Esto incluye algunas rocas precámbricas . La parte más al sur es la Zona Sur-Portuguesa.[1]
La orogenia varisca se produjo cuando los continentes húnico europeo Terrane (separado de Gondwana ) y Laurentia- Baltica chocaron. En Iberia esto ocurrió en el Carbonífero pre-Stephanian (354-305 Ma). La parte exterior de la orogenia fue la Zona Cantábrica. Este 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, metamorfoseadas e intrusionadas. Estas tres zonas son parte de un terreno . La Zona Ossa-Morena y la Zona Sur Portuguesa son dos terrenos diferentes que se han unido. En el Mesozoico, esto estaba cubierto principalmente con otros sedimentos, que desde entonces se han erosionado. [1]
Zona Cantábrica [ editar ]
La Zona Cantábrica está formada por rocas no metamorfoseadas del Paleozoico Carbonífero y más antiguo.
Está delimitada en los lados oeste y suroeste por un arco cóncavo de rocas precámbricas llamado ventana de Narcea , y la ventana de Villabandin en el antiforme de Narcea .
La Formación Herreria del Cámbrico Inferior consiste en lutitas y areniscas feldespáticas alternadas, con algún conglomerado . Estos tienen un espesor de 1 a 1,5 km.
La Formación Lancara consta de un par de cientos de metros de piedra caliza . La parte inferior se formó en zonas peritidales en el Cámbrico Inferior , y el miembro superior del Cámbrico Medio contiene fósiles y es piedra caliza glauconíctica y nodular roja o verde.
La Formación Oville desde el Cámbrico Medio al Superior contiene lutitas y areniscas alternas. Los fósiles de trilobites son comunes en el esquisto.
La Formación Barrios es Arenigiana y tiene hasta 500 metros (1.600 pies) de espesor. Consiste en una cuarcita masiva blanca .
La zona de Penas y Vidrias , próxima al límite occidental de la zona cantábrica, presenta una completa sucesión de yacimientos ordovícicos . Las lutitas negras de la época de Llanvirn se encuentran en el lado este de la Cuenca Central del Carbón. Pero principalmente en el Período Ordovícico, esta zona estaba por encima del agua y erosionándose.
La Formación Formigoso data del Llando Medio cada vez en el Silúrico. Consiste en lutitas negras Monograptus y tiene un espesor de hasta 150 m.
Las formaciones San Pedro y Furada tienen hasta 300 metros de espesor y consisten en esquisto y arenisca con hierro intercalado. Estos son de la época de Wenlock Ludlow y el Bajo Gediniano .
En el Período Devónico se produjeron depósitos en el lado occidental, con dolomita, calizas arcillosas , margas y lutitas del Complejo Raneces o Formación La Vid. Tiene 600 metros (2,000 pies) de espesor y una edad de Gedinian a Emsian.
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 Central del Carbón. Los suplentes de formación huergas entre la piedra arenisca roja y la pizarra y es de Couvinian a Givetiense edad. La formación Portilla es de piedra caliza coralina de edad Givetian a Frasnian . Esto está coronado por capas de arenisca de hasta 500 m de espesor desde la época de Frasnian a Fammenian . Los sedimentos del Devónico no se encuentran al este de la cuenca central de carbón y son más gruesos en el oeste.
Una facies pelágica proviene de la provincia de Pisuerga-Carrión.
En los tiempos del Carbonífero , la deposición comenzó con lutitas negras y sílex de la época de Tournais , y luego se formaron piedra caliza roja, lutitas rojas y radiolaritas en la era de Visea . La piedra caliza de montaña es una piedra caliza negra gruesa y sin vida de la edad de Serpujovia . Las turbiditas con olistolitos también aparecen en el Serpujoviano, lo que indica el primer signo de los eventos tectónicos hercinianos (variscanos). Estos primeros hechos ocurrieron en la provincia de Pisuerga-Carrión.
La compresión varisca levantó el lado oeste, convirtiendo una cuenca sedimentaria en una cadena montañosa. Con el tiempo, la zona comprimida se movió hacia el este. En la etapa A de Namur, la formación Olleros fue byukt de turbiditas en un canal frente al orgen, y la formación Barcallente fue una plataforma carbonatada más lejos de la costa. En la etapa B de Namur, la vaguada estaba formando la Formación San Emillano y la Formación Valdeteja estaba en alta mar, pero en condiciones marinas más profundas. Durante la época de Westfalia A, la artesa se llenó y los depósitos de material terrestre formaron la Formación San Emiliano y el Grupo Sama y el grupo Lena fue el más grueso en la Unidad Central de la Cuenca del Carbón. Más al este, en los Picos de Europa, permaneció cubierto de aguas poco profundas con formación continua de una plataforma de carbonato.
La edad de Westfalia está representada por 5000 m de la Cuenca Central del Carbón, que como su nombre indica contiene carbón . Al este, esto se convierte en los carbonatos marinos de los Picos de Europa. En la provincia de Pisuerga-Carrión, existen conglomerados compuestos por cuarcitas, turbiditas con sedimentos de aguas marinas más profundas. También hay algunas capas de piedra caliza con fósiles.
La fuente de los sedimentos de Westfalia procedía del oeste y del sur. Estas eran las montañas de la cadena herciniana, formadas al mismo tiempo que estos depósitos. Durante el Westfalia, las rocas de la zona de Caqntabrian se doblaron y se volcaron. Las rocas del Paleozoico rompieron en el nivel de la Formación Lancara y eran de empuje sobre la parte superior de las capas superiores que forman nappes y hojas de empuje. La provincia de Ponga Nappe se encuentra al este de la Cuenca Central del Carbón,
Los depósitos de molasa de la edad de Stephanian se superponen a las otras rocas del Carbonífero y no están relacionados con la orogenia herciniana (varisca). Algunos plegamientos finales se produjeron en ángulo recto con las estructuras de Westfalia.
Se produjo un levantamiento adicional, y en el período estefaniano hubo algunas cuencas sin litoral en las montañas sobre las siestas del oeste y sur. Pero la Unidad de Picos de Europa seguía siendo un área marina.
En el Pérmico y en el Mesozoico hubo tectónica de extensión. La sucesión Autunian Pérmica - Formación Viñon se formó cuando las cuencas fueron creadas por fallas normales descendentes. Es principalmente piedra caliza con capas de conglomerado, lutita, yeso y volcánicas alcalinas. La Formación Villaviciosa de Sajonia se formó en un continente árido con arenisca y conglomerado. Las condiciones en el Triásico fueron muy áridas y las lagunas se evaporaron depositando yeso y margas. Durante los períodos Jurásico y Cretácico, la zona estuvo bajo el agua, pero la mayoría de los depósitos de esa época se han erosionado.
Otra forma de ver la zona es por su estructura: consta de varias unidades de empuje: Somiedo-Correcilla, Sobia-Bodón, Aramo, (la primera en moverse en Westfalia Temprana) Cuenca Central del Carbón, Ponga (segunda en moverse) y Picos. de Europa (último en moverse en Early Stephanian) y Pisuerga-Carrión Unit (o Palantine) (que no llegó a ninguna parte).
En el Stephanian tardío, la zona se doblaba alrededor de un eje vertical para hacer la forma actual de media luna. Este tipo de flexión se llama oroclina .
Dos teorías explican la formación de la cuenca Pérmica debido a la extensión de la corteza, la deslaminación de la litosfera cuando el manto sólido se hunde desde el fondo de la litosfera, siendo reemplazado por astenosfera caliente ; o una grieta continental. [1]
Zona leonesa asturiana occidental [ editar ]
La Zona Leonesa Asturiana Occidental se encuentra al oeste y suroeste de las rocas precámbricas del antiforme Narcea, y se extiende hacia el este hasta las rocas precámbricas del antiforme Ollo de Sapo . Las rocas en esta zona son en su mayoría del Cámbrico y Ordovícico, con pocas del Silúrico al Carbonífero. Las rocas del Cámbrico y del Ordovícico se formaron en aguas poco profundas en un canal que se hundía. Posteriormente se formaron depósitos en aguas más profundas. Se han metamorfoseado en esquisto verde o anfibolita de bajo grado . Además, en su mayoría tienen un escote pizarroso . Los pliegues miran hacia el centro del arco. En el oeste los pliegues son yacentes y grandes: Mondoñedo y Courelpliegues. En el este, los pliegues son asimétricos. La base del pliegue de Mondoñedo es un vuelco del mismo nombre. Otro derrumbe forma el borde de esta zona donde se encuentra con el Antiforme Narcean. La hendidura de la crenulación se produce cerca de estos empujes. Todas estas estructuras se formaron entre el Devónico Inferior y Stephanian BC.
Del período Cámbrico, la Cuarcita Candana es equivalente a la Formación Herreria y tiene de 1 a 2 km de espesor. 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 4 km de espesor.
Las lutitas negras , llamadas Pizarras de Luarca, tienen una edad de Llanvirnian a Llandeilian ( Ordovícico medio a superior ) y tienen un espesor de 0,5 a 1 km. La Formación Agüeira está formada por turbiditas de edad Caradociana y tiene 3 km de espesor. Después de una disconformidad los silurianos pizarras negras se colocan un 0,4 km de espesor.
Hay pocos afloramientos de rocas del Devónico inferior en el área de San Clodio. Y en el Carbonífero, fue una zona de erosión que sirvió de fuente de material para los depósitos del Carbonífero Cantábrico. [1]
Zona Ibérica Central [ editar ]
La Zona Ibérica Central cubre la parte media del lado oeste de la península, incluyendo el norte y centro de Portugal. La esquina superior noroeste se ha sustituido por la Zona Galicia-Tras-Os-Montes. Las rocas constituyentes son sedimentos metamorfoseados.
Las rocas más antiguas son sedimentos metamorfoseados del Proterozoico. Han sido deformados por la orogenia cadomiana . Hay volcánicas y más sedimentos desde el final de los períodos ediacariano y cámbrico .
Antes del Carbonífero, este se deformaba en dirección noreste con empujes y pliegues.
Las rocas más antiguas son del Cámbrico , posiblemente del Precámbrico , y son ortogneis y paragneis . Estos se encuentran cerca de Foz do Douro y Miranda do Douro . Por encima de esto hay esquistos o lutitas con lechos de turbiditas o calizas intercaladas. La secuencia estratigráfica se puede observar al suroeste de Salamanca en el Sincronismo de Tamames y en los Montes de Toledo . Estos van seguidos de una discordancia. Por encima de la discordancia se pueden encontrar areniscas rojizas , lutitas y conglomerados de edad tremadociana de hasta 1 km de espesor. Un arengianoLa formación de cuarcita de edad es equivalente a la Cuarcita Amorica. Luego está la pizarra negra o pizarra que combina la pizarra de Luarca de Llanvirn con la edad de Llandeilo . Encima se encuentra la Botella o Cuarcita Cantera, de 0,1 km de espesor de Edad Llandeiliana a Caradociana .
Por encima de esto hay una piedra caliza lenticular llamada Urbana Limestone y pizarra y arenisca de Caradocian a Asghilian Age. Luego viene la Cuarcita Criadero en el área de Almaden en la base del Período Silúrico. El esquisto graptolítico negro 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 del Devónico de hasta 2 km de espesor. Hay una gran cantidad de roca volcánica en Almaden Syncline.
El Carbonífero inferior tiene 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]
Zona Galicia-Trás-os-Montes [ editar ]
La Zona Galicia-Trás-os-Montes es una unidad tectónica en forma de frijol en la esquina noroeste de España y el noreste de Portugal ( Trás-os-Montes ). También se le ha llamado complejos alóctonos. La zona consta de una pila de napas que está muy metamorfoseada. Se formó por la colisión de la Placa Ibérica con un trozo de corteza adelgazada de otro continente llamado Meguma terrane . Hay cinco unidades en la pila. En el nivel más bajo se encuentran las rocas metamorfoseadas de alta presión y baja temperatura. El segundo es un ofiolita. El tercero es la parte inferior de una corteza continental que se ha metamorfoseado a alta temperatura con alta presión. El cuarto es una capa de sedimentos derivados de la meteorización de la tierra con metamorfismo de bajo grado. También hay una capa ediacarana y paleozoica temprana subyacente llamada secuencia autóctona. El metamorfismo de la nuca alóctona ocurrió 390-380 Ma en el Devónico medio. Esto posiblemente sea del Océano Rheic. Finalmente, por encima de éste, se encuentran otros esquistos denominados dominio esquistosos de Galicia-Trás-os-Montes o Para-autochthenon. Hay cinco masas de forma ovalada de rocas máficas a ultramáficas que forman la ofiolita. Estos son el Cabo Ortegal, Ordes , Lalín , Bragança y MoraisMacizos. Cada uno de estos está en un sinclinal y está rodeado por rocas metamórficas silúricas con una zona de empuje hacia adentro que forma el límite. Los tipos de roca en los macizos máficos son esquistos , gneis , anfibolitas , metagabro , granulitas , eclogitas y serpentinas . 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 Hunic Terrane europeo entre el Bloque del Canal y la napa alóctona. Tiene un bloque correspondiente, el complejo Lizarden el suroeste de Inglaterra. El complejo de Cabo Ortegal está fechado alrededor de 345-340 Ma y son los restos de una cordillera oceánica Paleo- Tetis.
La línea Malpica-Lamego es una zona de cortante que forma una línea que corre de norte a sur en el lado oeste de la Zona Galicia-Trás-os-Montes. Tiene 275 km de longitud y está asociado a intrusiones de granodiorita. Hay más de 10 km de desplazamiento vertical a lo largo de la zona de corte. [2]
Zona Ossa Morena [ editar ]
La Zona Ossa Morena (OMZ) 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 un conglomerado y luego tienen depósitos de agua poco profunda y piedra caliza . El Período Ordovícico está representado por facies pelítica . En el Ordovícico tardío, las intrusiones de sienita y granito alcalino se elevan a lo largo del cinturón de Abrantes de Córdoba El SilúricoEl período 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 turbidítica que contiene volcánicos básicos. Tiene unos 200 metros de espesor. Por encima de esto hay capas que contienen carbón . La construcción de la montaña ocurrió en este punto. En la época de Westfalia, esto se depositaba en lagos situados entre cadenas montañosas. En la edad de Stephanian se produce molasa , también en cuencas entre montañas.
La Zona Ossa-Morena se transformó en fallas con la Zona Centro Ibérica. A medida que pasaba (200 km horizontalmente al sureste y 10 km verticalmente), formó la Cuenca de Peñarroya durante la parte Langsettian tardía y Duckmantian temprana del Carbonífero. La cuenca tiene unos 50 km de largo y 1 de ancho.
La Zona de Cizalla Tomar-Badajoz-Córdoba (TBCZ) está formada por roca que ha sido cizallada de forma dúctil en la dirección lateral izquierda. Tiene 350 km de largo y de 2 a 15 km de ancho. El granito del Cámbrico y del Ordovícico se ha convertido en ortogneis. Las migmatitas y los sedimentos metamorfoseados constituyen la mayor parte de la zona. Pero también hay cuerpos en forma de lente que consisten en eclogita y anfibolita granate. La esquila se produjo desde el final del Devónico hasta el Carbonífero. La zona es una sutura entre diferentes terrenos (CIZ y OMZ) que conforman el Macizo Ibérico. [3]
El límite o sutura entre la Zona Ossa Morena y la Zona Sur Portuguesa está formado por una ofiolita: el Complejo Beja-Acebuches Ophiolite (BAOC). Está formado por rocas metamórficas de alta presión, eclogita y blueschist. Estos han sido empujados en dirección suroeste sobre la parte superior de la roca desde la Zona Sur Portuguesa. [3]
Zona sur portuguesa [ editar ]
La Zona Sur Portuguesa (SPZ) es un terreno exótico que viene de un continente diferente a las partes más al norte de la Placa Ibérica. Antes de 380 Ma, la SPZ era parte de Laurasia y se adjuntaba junto a lo que más tarde se convertiría en los Grandes Bancos . Este continente estaba en realidad al norte de Iberia, que a su vez formaba parte de la European Hunic Terrane (EHT). A 380 Ma SPZ impactó el EHT entre unidades alóctonas de la Zona Galicia-Tras-Os-Montes y Meseta. Aproximadamente a los 320 Ma, la SPZ se dirigió nuevamente hacia el sur, pasando por el lado oeste de la Zona Ossa Morena.
La Zona Sur de Portugal ahora forma un triángulo delgado en el extremo sur de Portugal. Solo rocas desde el Devónico superior hasta el Carbonífero se encuentran en la zona sur de Portugal. El Devónico tardío está representado por lechos de filita y cuarcita con lechos graduados . Las rocas volcánicas de Tournaisian y Lower Visean contienen minerales de manganeso , zinc y pirita . Esto se conoce como el cinturón ibérico de pirita . Estos son los restos de los respiraderos hidrotermales del fondo marino . La mayor parte de la zona está cubierta por secuencias de turbiditas de Viseo 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 extraída durante 2000 años, Aguas Teñidas, mina Las Cruces, Los Frailes. [4]
La Cuenca de Via existía en el borde noreste en la época del Pérmico. [1]
Intrusiones [ editar ]
Durante el ciclo herciniano, se formaron algunos plutones en la península. Gabro apareció en el noroeste de Galicia como Monte Castelo Gabro, y también en Beja en Portugal. Se producen dos tipos diferentes de granito . Uno proviene de la corteza media y es rico en feldespato y bajo en calcio , y el otro tipo proviene de la corteza inferior mezclada con magmas del manto y es un granito calcalcalino.
El primer tipo de granito se subdivide en granodiorita y moscovita : biotita leucogranita (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 son de 318 Ma a 319 Ma. Pero algunos son de 340 Ma.
Los granitos calcalcalinos se introdujeron en dos momentos. El más antiguo consta de granodiorita y adamelita con inclusiones de tonalita , diorita y gabro. En el oeste de Galicia son 316 Ma.
Los granitos calcalcalinos más jóvenes tienen en su mayoría cristales gruesos, son granodioritas de biotita y hornblenda . Estos se han introducido más tarde que los dos granitos de mica y son frecuentes en el norte y centro de Portugal. La edad radiométrica ronda los 300 Ma. Algunos de los batolitos de este tipo mixto de granitos se encuentran en Cabeza de Araya , Forgoselo , Ponferrada y Boal y La Runa . [1]
Mesozoico [ editar ]
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 en 85 Ma. Esto creó la llanura abisal de Bizkaia y separó la península de la escarpa 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 este. 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 ruptura fallida. La nueva expansión atlántica hizo que Eurasia girara en el sentido de las agujas del reloj hacia Iberia, lo que provocó una subducción y subducción en el lado este del borde norte de Iberia, formando los Pirineos . [5]
En el Triásico tardío y el Jurásico temprano hubo dos etapas de ruptura que involucraron la extensión y la subsistencia en el margen occidental de Iberia. También amplió el margen occidental. La llanura abisal ibérica, frente a la costa oeste de Portugal y España, formó 126 Ma. Esto separó a los Grandes Bancos de Terranova , con Galica Bank y Flemish Cap divididos en 118 Ma. Para el Cretácico Inferior , se produce una ruptura de 110 Ma en los bordes oeste y noroeste.
En el Mesozoico, el África jurásica tardía comenzó a moverse hacia el este y se abrió el Alpine Tetis. La subsistencia relacionada con esto provocó profundos depósitos de sedimentos en el este y algunos restos de sedimentos en pop-downs en las zonas centrales de España. Dos etapas de ruptura ocurrieron en el este, una desde el Pérmico tardío hasta el Triásico, y la segunda desde el Jurásico tardío hasta el Cretácico temprano.
En el lado sur, los depósitos de carbonatos y sedimentos clásticos formaron una plataforma en aguas poco profundas durante el Triásico tardío y el Lisico . Esto se rompió en la época toarciana (Jurásico temprano 190 Ma). La ruptura activa se completó en 160 Ma. Después de este hundimiento térmico se produjo hasta el final del Cretácico. Durante este tiempo, el rifting separó a América del Norte de África formando una zona de transformación. [5]
Cuenca Ibérica [ editar ]
La Cuenca Ibérica se encuentra en el este de España. Un sistema de grietas se formó en el sótano varisco desde el Pérmico hasta el Cretácico Superior. A finales del Cretácico, la cuenca se extendió 35 km. [6] En la época del Neógeno temprano, la cuenca se invirtió como resultado de la Orogenia pirenaica, parte de la formación de la Cadena Alpina. Esta inversión resultó en la formación de montañas llamadas Cordillera Ibérica. La ruptura ocurrió en varios momentos diferentes en el Mesozoico repitiendo el mismo patrón de sedimentación.
La cuenca de Minas de Henarejos se llenó desde el Pérmico Temprano . Era una pequeña cuenca continental con drenaje interno. [7]
En primer lugar, desde el Pérmico Tardío hasta el Triásico Tardío se depositaron los sedimentos de la Rama Aragonés. Estos comenzaron con las primeras capas de arenisca rica en cuarzo derivada de rocas sedimentarias y metasedimentarias. Esta primera capa tenía 0,1 km de espesor. Posteriormente los depósitos se derivaron de rocas plutónicas y eran ricos en feldespato y cementados por arcilla. Estos primeros depósitos eran aluviales y lacustres. Finalmente, la cuenca quedó por debajo del nivel del mar y se depositaron carbonatos marinos poco profundos seguidos de evaporitas costeras. El espesor de estos fue determinado por la depresión tectónica del piso de la cuenca, y varía de 1 a 6 km. Los nombres de las formaciones son Saxonian (Unidad Araviana del Pérmico), Buntsandstein (Unidad Tierga, Unidad Calcena, Unidad Trasobares), Muschelkalk (condiciones calcáreas marinas costeras poco profundas) y Keuper (evaperitas).La facies sajona consiste en arenisca sobre conglomerado de cuarzo, ypaleosuelos . La piedra arenisca se compone casi en su totalidad de granos de cuarzo redondeados. Los fragmentos de roca en esto son lutitas 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 alguna matriz de carbonato. La presencia de feldespato potásico indica que las condiciones áridas prevalecían en ese momento. Durante el Olenekian, la temperatura promedio fue de 30 grados bajo cero y la precipitación fue de menos de 180 mm por año. [8]
También forma parte de la Cuenca Ibérica el Ramal Castellano. Las formaciones en este son del Pérmico: Boniches, Alcotas, una discordancia seguida por el Conglomerado Hoz de Gallo, este está coronado por arenisca y silcreta en otra discordancia que marca el final del Pérmico. Luego en el Triásico se depositó el Conglomerado Chequilla, Formación Rillo de Gallo, Fm Arenisca Cañizar, Fm Prados, Fm Eslida, Fm Marines, Fm Landete, Fm El Mas, Fm Canete, [8]
En segundo lugar, la Cuenca de Cameros se formó y llenó desde el Jurásico tardío, el Titoniano al Berriasiano y el Valanginiano al Albiano temprano.. Estos están en ciclos con fragmentos aluviales en el fondo y calizas de lago y margas hacia la parte superior de cada ciclo. El origen 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 piedra arenisca en el Tithonian es en su mayoría granos de cuarzo redondeados, pero también un 14% de fragmentos de roca carbonatada. A continuación, los depósitos a tiempo berrieasianos son areniscas con mayormente 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 baja ley del basamento Variscan. La piedra arenisca de Valanginian se forma a partir de granos de cuarzo arrastrados por el viento. La fuente del material probablemente fueron rocas sedimentarias del Jurásico (carbonatos y lutitas).Desde las edades de Hauterivian hasta Albion, las areniscas están más mezcladas con más feldespato. La caolinita se encuentra con frecuencia llenando el espacio entre granos.[9]
Las cuencas mesozoicas se plegaron y empujaron, para formar la Cordillera Ibérica. Se produjeron 30 km de acortamiento. Los rangos tienen una tendencia de noroeste a sureste. En el noroeste, las sierras están enterradas bajo la cuenca del Duero. La Sierra de Altomira es una cadena de orientación norte-sur separada de la Cordillera Ibérica por la Cuenca del Tajo. Este se formó a partir de una lámina de empuje que se dividió a través de lechos de evaporita del Triásico.
Apertura atlántica [ editar ]
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 careció de magma. Esto resultó en fallas que levantaron el manto desde debajo del continente hasta el fondo del mar. Rifting hiperextendido es el nombre de este fenómeno. La roca del manto es peridotita . La peridotita se había formado a partir de una masa fundida, que se agotó en materiales de la corteza, pero luego se volvió a enriquecer en plagioclasa feldespato. La exhumación del manto se realizó en dos fases. Primero de Valanginian aLa expansión de Hauterivian (142-130 Ma) ocurrió alrededor de 7 mm por año. En segundo lugar, desde Hauterivian hasta Albian (130-113 Ma), el manto fue exhumado a alrededor de 13 mm por año. Después de esto, la astenosfera penetró a la superficie, se formó una cresta oceánica y se formó una corteza oceánica normal. Los 2-3 km de peridotita menos profundos se han convertido en serpentinas verdes por alteración del agua de mar en profundidad. La piel de la misma superficie (40 m de espesor) de la serpentina se alteró luego a una serpentina amarilla mediante un tratamiento con agua de mar a baja temperatura.
Banco Gorringe [ editar ]
El banco Gorringe es parte de la cresta a lo largo de la zona de falla Azores-Gibraltar . Tiene unos 60 km de ancho y 180 km de largo en dirección noreste. Existen dos montes submarinos altos : el monte submarino de Gettysburg tiene una profundidad de 25 m, y el monte submarino de Ormonde está a 65 m por debajo de la superficie. Los límites de las placas aquí convergen a 4 mm / año, además de deslizarse uno al lado del otro. El manto superior y la corteza oceánica están expuestos a lo largo de esta orilla. Ferrogabbro fechado en 77 Ma se ha entrometido. También a los 66 Ma, el penacho del manto del hotspot canario pasó y provocó la intrusión de magma alcalino. Donde hay corteza, es muy fina, de modo que el Mohollega hasta el fondo del mar. El sedimento cubre el manto, por lo que esto podría considerarse como una corteza. Desde el Mioceno se ha producido un acortamiento de la corteza oceánica absorbida por plegado y empuje.
Llanura abisal del Tajo [ editar ]
Al norte del banco Gorringe se encuentra la llanura abisal del Tajo . Al este está la plataforma continental de Portugal, y al oeste está Madeira Tore Rise . En el sur, un olistostromo , los restos de un deslizamiento de tierra del banco Gorringe, dando 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 solo tiene 2 km de espesor. Noroeste es el Espolón de Extremadura .
Llanura abisal de herradura [ editar ]
Al sur del banco Gorringe se encuentra la llanura abisal de herradura . Esta llanura se extiende hacia el sur hasta los montes submarinos Ampere y Coral Patch, el Madeira Tore Rise 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.
Golfo de Cádiz [ editar ]
Donde la cuenca del Guadalquivir se extiende hacia el oeste frente a la costa, forma el Golfo de Cádiz . A mediados del Mioceno hubo formación de montañas, luego del Mioceno al Plioceno hubo estiramiento, y finalmente en el Pleistoceno el fondo marino se comprimió nuevamente. El golfo tiene volcanes de lodo en el fondo del mar: el volcán de lodo Darwin, el volcán de lodo Mercator y el volcán de lodo Challenger. [10]
Cuenca lusitana [ editar ]
La cuenca lusitana se extiende a lo largo de la costa portuguesa media con parte en tierra y parte en alta mar. En 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 de la costa oeste de España, se encuentra la Cuenca Interior de Galicia . Estas cuencas se formaron por fisuras en el Triásico Tardío (hace 220 a 195 millones de años ). Más lejos del mar, frente a la costa occidental de España, se encuentra el Banco de Galicia , que consiste en una corteza continental y que anteriormente estaba unido al Flemish Cap.. El Banco de Galicia tiene calizas y margas depositadas en aguas poco profundas de la época titoniana . Esto está coronado por dolomita de la era Berriasiana (hace 143 millones de años ).
De Tithonian-Berriasian (hace 150 a 140 millones de años ) la grieta tenía plataformas poco profundas con carbonatos depositados y arena en las profundidades. De Valanginian-Hauterivian (hace 140 a 130 millones de años ) se formaron sedimentos cementados con carbonato. De Valanginian - Hauterivian (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 lutitas de color negro oscuro marcan la falta de oxígeno en el agua estancada. Desde el Thanetiano 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. [11]
Los eventos anóxicos oceánicos se han denominado evento de Bonarelli (OAE2 hace 93,5 millones de años ) (causado por erupciones volcánicas en el Caribe), el evento del Cenomaniano medio hace 96 millones de años y OAE 1b, OAE 1c y OAE 1d en el Albiano. (hace alrededor de 100 a 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 [12] y vertebrados, incluidos huesos y huellas de dinosaurios. [13]
Movimiento [ editar ]
De 170 a 120 Ma se produjeron más de 200 km de deslizamiento lateral izquierdo entre Europa e Iberia, ya que se separó de los Grandes Bancos. De 120 a 83 Ma 115 km de convergencia en la región de Cerdeña y Córcega. A los 83 Ma la convergencia con Europa se produjo hasta los 67,7 Ma cuando dejó de moverse con respecto a Europa. En el Eoceno 55–46 Ma hubo deslizamiento lateral derecho. Luego convergencia nuevamente hasta el Eoceno hasta principios del Oligoceno. [14]
Sistema Central Español [ editar ]
El Sistema Central Español es una cadena montañosa que separa las cuencas del Tajo y el Duero. Sierra de Gredos y Sierra de Guadarrama comprenden las sierras nombradas. La tierra fue comprimida y elevada como resultado de la orogenia alpina. [15]
Pirineos [ editar ]
Los Pirineos se formaron cuando la Placa Ibérica impactó contra la Placa europea, fue parcialmente subducida. La compresión inicial comenzó en la época de Santonian con la corteza adelgazada subducida. La corteza al oeste fue subducida más tarde. Los empujes que se formaron hacia el sur dieron como resultado la inversión de las cuencas mesozoicas. El Pirineo Central tuvo el mayor acortamiento, con cantidades menores hacia el oeste. El acortamiento continuó durante 40 Ma. Hay varias cuencas sedimentarias del Pérmico, de hasta 1 km de profundidad. Estos comienzan con limolita gris, carbón y volcánicas, y están rematados con limolita roja, arenisca y conglomerado. A finales del Cretácico existía una separación de unos 150 km entre Iberia y Francia.
Hoja de empuje de gavarina:
- Cuenca de Jaca: (cerca de Jaca ) - Eoceno
- Cuenca de Ainsa: norte de Ainsa - Eoceno ( Formación Sobrarbe correspondiente a una facies delta, Formación Escanilla una transición de facies deltaica a aluvial y Formación Collegats compuesta por depósitos de abanico aluvial.
- Cuenca Tremp-Graus: de Tremp a Graus - Eoceno
- Cuenca del Ager - Cenozoico inferior
Bética [ editar ]
La Cordillera Bética es una cadena montañosa del 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 compleja interacción de la Placa Africana con Iberia. Consta de cuatro partes, la Bética interna a lo largo de la costa, la Bética externa hacia el interior, las unidades de flysch en el extremo sur de España (y Gibraltar ) y la cuenca del antepaís: la cuenca del río Guadalquivir. La formación ocurrió con 250 km de convergencia norte-sur desde mediados del Oligoceno hasta finales del Mioceno. A partir de 50 km de convergencia Oeste Noroeste.
Las Béticas forman parte del Arco de Gibraltar , que también incluye al Rif en Marruecos .
Durante los tiempos del Triásico y Jurásico , los márgenes bético y magrebí eran opuestos.
Las Béticas Internas o Dominio de la Corteza de Alborán se encuentran a lo largo de la costa. Son rocas de basamento metamorfoseadas anteriores al Mioceno. Tres estocadas componen estas montañas (primero se enterró Nevado-Filábride de 50 a 70 km de profundidad, luego Alpujárride y finalmente Maláguide). La corteza se espesó sustancialmente y el empuje inferior se metamorfoseó a alta presión. Dentro de la Bética Interna hay muchas depresiones que han creado cuencas que se han llenado de sedimentos. Se llaman Cuencas Neógenas Béticas, y algunas se están formando incluso ahora.
La lámina de empuje Maláguide contiene rocas del Silúrico al Oligoceno. Aunque las rocas del Silúrico se deformaron en la Orogenia Varisca, las rocas de esta hoja solo tienen un metamorfismo de bajo grado. Se encuentra al norte y este de Málaga y en una franja del límite entre la Bética interior y exterior. Las rocas en la lámina de empuje Maláguide incluyen filita, metagreuvaca , caliza, metaconglomerado . El Devónico y Carbonífero Temprano está representado por pizarras grises y conglomerados, con cantidades más pequeñas de piedra caliza, sílex y radiolarita . Hay algunos lechos rojos del Pérmico al Triásico, comenzando con conglomerado y adelgazándose hasta arenisca y lutita .
La hoja de empuje de Alpujárride se extiende desde el oeste de la provincia de Málaga hasta Cartagena en el este. Esta capa se ha metamorfoseado más que la hoja de empuje Maláguide. Fue enterrado de 35 a 50 km de profundidad. En su base hay mica esquisto , con algunos gneis y migmatitas 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 de carbonato del Triásico Medio a Tardío. Sobre 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 la Bética Externa. La zona subbética con depósitos de agua más profunda está en el sureste y la zona prebética al noroeste contiene depósitos de agua poco profunda. La Unidad Campo de Gibraltar es un prisma acrecentado a partir de depósitos terrígenos formados en el Oligoceno.
La Cuenca de Fortuna constituye la Bética Oriental. Es desde Tortoniano hasta Plioceno (menor de 11,6 Ma). El suelo del lavabo se hundió rápidamente al principio. Comenzó a llenarse de sedimentos marinos ya que estaba conectado con el mar Mediterráneo. Posteriormente se aisló y comenzaron a aparecer evaporitas. Estos fueron luego cubiertos con sedimentos continentales a finales de Tortonienses 7.2 Ma. La cuenca quedó aislada a medida que los bordes se elevaron tectónicamente. Durante el Messiniense al Plioceno inferior 7,2–3,6 Ma, el suelo de la cuenca se redujo otro 1 km y lo llenaron sedimentos continentales. Durante el Plioceno, la cuenca se comprimió, se cortó y se elevó. [dieciséis]
Afloramiento de Peridotitas de Ronda en el occidente Béticas Internas en la hoja de empuje de Alpujárride. Estos han sido en parte serpenteantes. La variedad de peridotita es lherzolita . Estos se introdujeron a una presión de 1 gigapascal (GPa). Debajo de 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 la Bética Externa occidental. [17]
La lámina de empuje Nevado-Filábride fue enterrada de 50 a 70 km de profundidad. Contiene rocas originarias del Paleozoico al Cretácico. Ha sufrido un metamorfismo de alta presión y baja temperatura. Consta de tres unidades. La Unidad Ragua consta de albita y grafito que contienen mica esquisto y cuarcita. La Unidad de Calar Alto tiene cloritoide y grafito que contiene mica esquisto, del Paleozoico, esquisto Permo-Triásico de color claro y mármol del Triásico, que se han metamorfoseado a nivel superior de esquisto verde hasta 450 ° C. La Unidad Bédar-Macael se metamorfoseó al nivel de anfibolita y contiene mármol, serpentinita y gneis de turmalina, así como el esquisto más común. Esta unidad se calentó a 550 ° C. [18]
En el extremo occidental de las Béticas se encuentra la Cuenca del Guadalquivir. Se superpone de manera discordante a la Zona Sur de Portugal, la Zona Ossa Morena y la Zona Centro Ibérica. Contiene material envejecido del neógeno al cuaternario.
Las Béticas se comprimieron unos 300 km en el Cenozoico.
En el Mioceno tardío se formó un umbral (puente de tierra) en el arco de Gibraltar, que desconectó varias veces el Mediterráneo del Océano Atlántico. Esto provocó la evaporación del mar Mediterráneo. [19]
El Peñón de Gibraltar es un promontorio monolítico de piedra caliza. La roca fue creada durante el período Jurásico hace unos 200 millones de años y se levantó durante la Orogenia Bética.
Mar de Alborán [ editar ]
La cuenca de Alborán al sur de España y Gibraltar se formó a principios del Mioceno al extender y adelgazar la corteza continental a solo 12 o 15 km de espesor. Todavía se está llenando de sedimentos hasta el día de hoy 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 corrientes volcánicas. Esto incluye la isla de Alborán al otro lado del mar. [20] Durante el Plioceno y el Pleistoceno continuó el vulcanismo.
Zona de corte de Trans Alborán [ editar ]
La Zona de Cizalla Trans Alborán es una zona de falla con tendencia 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 Tidiquin en Marruecos . Esta zona se muestra con terremotos . El lado sureste se mueve hacia el noreste y el lado noroeste se mueve hacia el suroeste.
Islas Baleares [ editar ]
Las Islas Baleares se encuentran en una plataforma elevada denominada Promontorio Balear.
Mallorca:
- Formación Port d'es Canonge - Período Pérmico, época Guadalupiense
- Formación Asa - Período Pérmico, época Lopingia
- Formación Son Serralta - Periodo Triásico, Etapa Anisiana
Menorca:
- Facies sajona = Formación Asa - Período Pérmico, época Lopingia: 260-251 Ma
- Conglomerado [se necesita aclaración ] - Período Triásico, etapa Olenekian, etapa Smithian: 249 Ma
- Buntsandstein - Periodo Triásico, etapas Olenekian y Anisian: 248-237 Ma
- Muschelkalk - Triásico, etapa ladiniana: 237-238 Ma
El margen sur consta de una plataforma estrecha donde se depositan los carbonatos. Los sedimentos se derraman por la cornisa. Al sur de la isla de Cabrera, entre las islas de Formentera y Cabrera, se encuentra una pequeña provincia volcánica con unas pocas docenas de puntos de venta. La pendiente al sur de la plataforma es el escarpe Emile-Baudot. Solo tiene un cañón, el Cañón de Menorca, con Menorca Fan en su base. [20] La corteza del promontorio balear tiene 25 km de espesor. La litosfera está a solo 30 km y hay una astenosfera de baja velocidad sísmica debajo.
En Menorca existen extensos afloramientos del sótano varisco. En el Triásico se formaron depósitos similares a los de Alemania. En el Jurásico temprano estaba cubierto con agua de mar poco profunda y se formó piedra caliza. De Medio a Tardío en el Jurásico, la marga y la piedra caliza se formaron en aguas profundas. En el Cretácico se formó marga y caliza de aguas poco profundas. Desde el Cretácico Superior hasta el Paleógeno hubo pocos depósitos. Del Eoceno hay algunas calizas de aguas poco profundas en el sureste. Durante el Eoceno hasta el Oligoceno temprano, la isla de Cerdeña se ubicó al noreste del Promontorio Balear (Menorca). Cerdeña y Córcega rotaron de 19 a 15 Ma. Del Oligoceno existe algún conglomerado.
La orogenia (construcción de montañas) comenzó de nuevo durante el Neógeno. A medida que el suelo se deformaba conglomerado, aparecieron areniscas calcáreas, calizas y turbiditas calcáreas. Durante la orogenia desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno medio, el suelo se acortó (comprimió) en un 50%. En el sureste de Mallorca se produjeron pliegues volcados en el Oligoceno tardío hasta Langhian. En el Mioceno Medio y Tardío (principalmente Serravalliano) el terreno se estiró (extendió) y se formaron fallas y crearon cuencas. En el Mioceno tardío se llenaron de agua y sedimentos. Tras la orogenia, se añadieron margas calizas y areniscas calcáreas. Más adelante en el Plioceno hasta ahora se ha producido de nuevo la contracción.
Del Mioceno temprano hay dos volcanes de volcánicos calco-alcalinos.
Al sur de las Baleares se encuentra la Cuenca Argelina cubierta por una corteza de estilo oceánico de 4 a 6 km y un moho de menos de 15 km de profundidad. El suelo de esta cuenca es de 0,5 km de sedimentos del Plioceno al Cuaternario superpuestos a las evaporitas mesinianas de 1,2 km de espesor, que desde los diapiros hacia los sedimentos. [21]
Cenozoico [ editar ]
Las condiciones de compresión se experimentaron extendiéndose hacia el oeste a lo largo del margen norte de Iberia. Esto provocó el estrechamiento del Golfo de Vizcaya, con la subducción del suelo de la bahía pasando formando la Cordillera Cantábrica , comenzando al final del Cretácico y en el Eoceno temprano . La subducción cesó a los 54 Ma.
La tensión del borde noreste de la colisión de España con Eurasia afectó el 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 aproximadamente a los 30 Ma. Esta zona aparece como una cresta en el fondo del Océano Atlántico y es aparente incluso hoy como una zona de terremotos. África se movió hacia el este con respecto a Iberia y Eurasia. Esto abrió el abrevadero de Valencia y la cuenca de las Baleares. La extensión en este lado sureste de Iberia se extendió desde el sur de Francia. El esparcimiento alcanzó y formó la Cuenca de Alborian entre los 23 y 20 Ma.
África convergió hacia Eurasia, y la dirección cambió del noroeste al noroeste en el Tortoniano . Este cambio de compresión formó la Cordillera Bética en la costa mediterránea en el Mioceno Medio . Se invierten y levantan cuencas 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 cizalla en la Cuenca de Alborán. [5]
La unidad Ninyerola Gypsum se encuentra a quince kilómetros al sur de Valencia. Consiste en capas de yeso y marga y piedra caliza. Los nódulos de yeso de esta formación se han utilizado como alabastro para tallar esculturas. Este fue depositado en un lago de agua dulce, alto en sulfatos pero bajo en cloruros.
La cuenca del Duero en el noroeste de España es la cuenca cenozoica más grande de Iberia. Los depósitos continentales del Oligoceno y Mioceno tienen hasta 2,5 km de espesor. Limita con 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 9,6 Ma al conectarla con el Océano Atlántico. El oro se extraía en la época romana en la cuenca. Las Médulas es la mina más famosa. Se utilizó lana grasienta para atrapar las escamas de oro que pasaban por los depósitos aluviales. Al norte de Ribón hay otra mina de oro de 2000 años .
Dos cuencas del Eoceno en Portugal son las cuencas del Mondego y el Bajo Tajo, que se alargan en dirección suroeste. Simultáneamente con la formación de estos grabens , se elevó la cuenca del Algarve . En el Mioceno, la Cuenca Lusitana se comprimió y se formaron la Cordillera Central portuguesa y las Montañas Occidentales. Estos también tienden al suroeste. Las montañas también forman cuencas de piedemonte o profundas. Las fallas se desarrollaron alineadas al sur-suroeste. Estas fallas desarrollaron algunas cuencas de separación.
En el Plioceno tardío (2.6 Ma) hubo un aumento de levantamiento y los sedimentos previamente depositados fueron incididos por la erosión. La costa de Portugal ha aumentado aproximadamente 0,1 mm por año desde entonces. [22]
Cuenca del Ebro [ editar ]
La Cuenca del Ebro se formó como una deformación descendente al mismo tiempo que los Pirineos. De 55 a 37 Ma, la cuenca estuvo por debajo del nivel del mar y se llenó 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 cuenca continental, hasta finales del Oligoceno. Desde el Oligoceno al Mioceno la zona estuvo cubierta por un lago endorreico [23] atrapando las rocas erosionadas de las sierras circundantes: Pirineos , Cordillera Ibérica y Cordillera de la Costa Catalana . Desde finales del Mioceno, el río Ebro drenó esta cuenca que desemboca en el Mediterráneo.
Cuenca del Tajo [ editar ]
La cuenca del Tajo recibió depósitos continentales desde el final del Oligoceno hasta el final 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, se llenó de depósitos aluviales y lacustres desde el Oligoceno tardío hasta el Mioceno temprano.
Cordilleras costeras catalanas [ editar ]
La Cordillera de la Costa Catalana se formó en el Eoceno con compresión, contribuyendo al cierre de la Cuenca del Ebro . [23] Posteriormente, en el Oligoceno y el Mioceno, se produjo la extensión cuando se abrió la vaguada de Valencia. Toda la corteza en el área se dobló en una monoclina . Las montañas tienen una tendencia noreste-suroeste, en un ángulo oblicuo a la cuenca original.
Volcanes [ editar ]
Los volcanes a lo largo del margen mediterráneo se formaron debido al adelgazamiento litosférico del manto. El campo de Levante se encuentra en el extremo suroeste de la vaguada de Valencia. Los volcanes son de 8 a 1 Ma. La provincia volcánica del noreste en el extremo este de los Pirineos, data de hace 14 Ma a 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 la Cerdanya. Almería y Murcia tienen volcanes alcalinos. [6]
Cuaternario [ editar ]
Abrevadero de Valencia [ editar ]
El abrevadero 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. Este se abrió originalmente entre el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano , al mismo tiempo que la Cuenca provenzal . La plataforma continental frente a la costa catalana tiene de seis a 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. La margen del Ebro, una plataforma costera de poca profundidad, es alimentada por el río EbroLa plataforma aquí tiene 70 km de ancho. Las estanterías del margen balear tienen menos de 20 km de ancho; tienen una baja afluencia de sedimentos y, en cambio, están dominados por carbonatos.
En la base del abrevadero de Valencia se encuentra el Canal de Valencia , este es un barranco que lleva sedimentos hacia el noreste hasta la cuenca provenzal.
El abrevadero de Valencia consiste en una corteza continental extendida. En el punto más profundo, la discontinuidad de Mohorovičić ("Moho") tiene solo 8 km de profundidad, mientras que bajo tierra firme tiene 32 km hacia abajo. Debajo de las Baleares, la profundidad se eleva a 23-25 km. Otros puntos bajo el eje Valencia Trough tienen un Moho de 15 a 10 km hacia abajo. La litosfera tiene solo 50 a 80 km de espesor y el manto tiene una velocidad de transmisión de sonido anormalmente baja.
La corteza del abrevadero 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 sedimento, se comprimieron y se levantaron en el Cretácico y luego se erosionaron. En el Eoceno y Oligoceno tardío hubo un par de cuencas llenas de depósitos terrestres.
En el Oligoceno superior y el Mioceno inferior comenzaron las fisuras y se formaron depósitos continentales. seguido de depósitos marinos en una plataforma poco profunda. Durante este período, la artesa creció por extensión a sus dimensiones actuales. En el Mioceno medio y superior se depositaron sedimentos clásticos bajo agua de mar. Luego, el nivel del Mediterráneo descendió drásticamente debido a la evaporación. Durante esta crisis de salinidad de Messina, los barrancos se excavaron profundamente en los sedimentos expuestos a la atmósfera, y los depósitos de sal de Messina se incrustaron en las partes más profundas. En el Plioceno y el Holoceno se formaron deltas sobre las partes poco profundas y abanicos de aguas profundas en las partes más profundas. [21]
Las pendientes alrededor de la depresión se han visto afectadas por muchos deslizamientos de tierra bajo el agua. En su mayoría son pequeños, de menos de 100 km 2 de superficie. El denominado "Gran Corriente 95", es un gran deslizamiento de tierra frente a la costa de Castellón de la Plana , más allá de las Islas Columbretes . Esta diapositiva cubre 2200 km 2 , que contiene 26 km 3 , o 50 gigatoneladas de sedimento. Tiene 110 km de largo, tiene un espesor promedio de 13 m, que van desde los 600 m, hasta los 1800 m bajo el nivel del mar. Una fecha de carbono 14 indica que el deslizamiento ocurrió antes del 9500 a. C. Se cree que fue provocada por una cúpula volcánica, la misma que elevó las Islas Columbretes sobre el nivel del mar. [24]
Llanura Abisal Balear [ editar ]
La Llanura Abisal Balear se encuentra al este de las Islas Baleares . Un gran depósito de deslizamiento submarino de origen desconocido llamado mega turbidita balear cubre 77.000 km 2 y contiene 600 km 3 de sedimento, con 10 m de espesor. El resbalón ocurrió en la última grada baja .
Pleistoceno [ editar ]
A lo largo de las costas hay playas elevadas de arena o guijarros que han sido parcialmente cementadas. Se han fechado entre 53.700 y 75.800 años. [25] 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. [26]
Paleontología [ editar ]
Iberia es una región bastante rica en paleontología, principalmente mesozoica y miocena. 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 en 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 . [27] Turiasaurus riodevensis , un dinosaurio verdaderamente gigante que vivió entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior, también se encontró en Riodeva enTeruel España. El animal medía 37 metros de largo y pesaba entre 40 y 48 toneladas. [28]
En Cueva Antón se conocen los restos más recientes de neandertales . [29]
Medidas geofísicas [ editar ]
El espesor de la corteza es de 30 a 35 km en la mayor parte de Iberia, pero se reduce a 28 km en la costa oeste. Sin embargo, las zonas 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 40 km de espesor.
Las cuencas del Tajo y del Duero son elevadas y, sin embargo, muestran una anomalía de Bouguer negativa . Es probable que esto se deba 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 la litosfera adelgazada a menos de 75 km.
La fuerza ejercida por el empuje de la cresta desde el fondo del océano Atlántico es de 3,0 TN / m (10 12 newtons por metro); 54 Ma la fuerza fue menor a 2 TN / m.
Las estaciones GPS miden los movimientos lentos debido a la deriva continental y los movimientos tectónicos:
| GAIA | Vila Nova de Gaia |
| CASC | Cascais |
| OALN | Observatório Astronómico de Lisboa Norte |
| OALS | Observatório Astronómico de Lisboa Sul |
| LAGO | Lagos |
| SFER | San Fernando |
| PUEBLO | Villa Franca del Campo |
| MADR | Madrid |
Flujo de calor 60–70 mW / m 2 en el Macizo Ibérico y en las Béticas con 100–120 mW / m 2 en el Mar de Alborán donde la litosfera es más fina. Un flujo de calor bajo de 40 mW / m 2 se encuentra en el extremo sur de Portugal.
Geología económica [ editar ]
Minería [ editar ]
La minería tiene una larga trayectoria en España. La extracción de cobre se ha llevado a cabo en Rio Tinto durante 5.000 años. [30] El depósito de mercurio más grande del mundo se encuentra en Almadén , España, que ha producido 250.000 toneladas. [31]
Las minas de La Unión, Murcia, producían plomo, hierro, plata y zinc desde la época romana, pero cerraron en 1991 debido al agotamiento. [32] Las minas de plomo en Cástulo cerca de Linares, Jaén operaron desde la antigüedad hasta 1991. Esta es una parte del distrito minero Linares-La Carolina, donde en la Edad del Bronce se extraía cobre. Explotaban minas romanas en Arrayanes , La Cruz y El Centenillo y Salas de Galiarda en Sierra Morena . [33] [34]
Geopeligros [ editar ]
El gran terremoto de Lisboa del 1 de noviembre de 1755 fue uno de los terremotos más destructivos de la historia, matando a unas 100.000 personas. El terremoto de 1969 en Portugal fue mucho menos severo; 13 personas murieron en Marruecos y Portugal.
Secciones y puntos del estratotipo de límite global [ editar ]
En la Península Ibérica se definen varias Secciones y Puntos de Estratotipo de Límite Global .
| Época | Etapa | Edad (mya) | Estado | Ubicación GSSP | Definición de marcadores | Coordenadas geográficas | Referencias |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Eoceno | Luteciano | 47,8 | Sección del acantilado de Gorrondatxe, Pirineos Occidentales , País Vasco , España |
| 43 ° 22′47 ″ N 3 ° 00′51 ″ O / 43.3796 ° N 3.0143 ° W / 43,3796; -3.0143 | [35] | |
| Paleoceno | Thanetian | 59,2 | Sección Zumaia, País Vasco , España |
| 43 ° 17′59 ″ N 2 ° 15′39 ″ O / 43.2996 ° N 2.2609 ° W / 43.2996; -2,2609 | [36] | |
| Paleoceno | Selandiano | 61,6 | Sección Zumaia, País Vasco , España |
| 43 ° 17′57 ″ N 2 ° 15′40 ″ W / 43.2992 ° N 2.2610 ° W / 43.2992; -2,2610 | [36] | |
| Cretáceo | Santonian | 86,3 | Sección de candidatos:
|
| - | [37] | |
| Cretáceo | Barremian | 129,4 | Sección de candidatos:
|
| - | - | |
| Cretáceo | Valanginian | 139,8 | Sección de candidatos:
|
| - | - | |
| jurásico | Bajociano | 170,3 | Cabo Mondego , Portugal |
| 40 ° 11′57 ″ N 8 ° 54′15 ″ W / 40.1992 ° N 8.9042 ° W / 40.1992; -8.9042 | [38] | |
| jurásico | Aalenian | 174,1 | Fuentelsaz , España |
| 41 ° 10′15 ″ N 1 ° 50′00 ″ W / 41.1708 ° N 1.8333 ° W / 41.1708; -1.8333 | [39] | |
| jurásico | Toarciano | 182,7 | Peniche , Portugal |
| - | - |
Historia de la geología [ editar ]
España [ editar ]
En el siglo 17 el médico Alfonso Limón Montero estudiado la evaporación del agua de los ríos y manantiales en España y propuso un modelo del ciclo del agua . [40] Sin embargo, solo en el siglo XVIII se publicaron los tratados de geología. [41] En el año 1754 José Torrubia publicó Aparato para la Historia Natural Española considerado el primer tratado escrito en español defensa de la tesis del diluvio universal [42] y los fósiles que extraen de la Península Ibérica y en otros lugares. [43]En 1771, el rey Carlos III fundó la real Gabinete de Historia Natural de Madrid (Cámara Real de Ciencias Naturales de Madrid) Guillermo Bowles , con la ayuda de Nicolás de Azara , publicado Introducción a la Historia Natural ya la Geografía Física de España (Introducción a la Historia Natural y Geografía Física de España) obra en la que recogió datos sobre yacimientos geológicos, rocas y minerales que recogió en sus viajes por la península. [41] [44] Entre 1797 y 1798 el alemán Christian Herrgen tradujo la obra de Johann Friedrich Wilhelm Widenmann , Orictognosia al español. Debido al prestigio adquirido por la traducción, el rey Carlos IV le nombró director de Anales de Historia Natural ( Anales de Historia Natural ), una publicación que comenzó en 1799. [45]
Agustín Yáñez y Girona utilizó por primera vez el término geología en su obra de 1819 titulada Descripción origlognóstica y geológica de la montaña de Montjuich . [41] Bajo el reinado de Fernando VII se promulgó la Ley de Minería de 1825, que regulaba las empresas mineras privadas. [46] En 1834 Guillermo Schulz elaboró el primer mapa geológico de España, un mapa a escala 1: 400 000 del área de Galicia. [47]
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 producía la cadena montañosa. Descubrió que se habían formado durante un largo período de tiempo y no como resultado de una sola gran catástrofe , como se creía anteriormente. Esto llevó al desarrollo del 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. Este fue utilizado 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. [48]
Ezquerra del Bayo creó el primer mapa geológico de España en 1850 [48] Joaquín Ezquerra del Bayo fundó la Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino en 1849. En 1850 esta se renombró como Comisión del Mapa Geológico de España. La organización ahora se llama Instituto Geológico y Minero de España . [49] Su finalidad era la publicación de libros y mapas de España. [50] Guillermo Schulz dibujó un mapa de alta calidad de la geología de Asturias. A esto le siguió el mapa de España de Del Bayo y luego el mapa geológico de Moritz Willkomm de toda la Península Ibérica. [51]
La Universidad de Madrid ofreció por primera vez una asignatura denominada "Geología y Paleontología" en 1854 cuando Juan Vilanova y Piera asumió la cátedra de Geología y Paleontología. [52]
La Real Sociedad Española de Historia Natural se estableció en 1871. [53] Miguel Colmeiro y Penido fue el primer presidente de la organización. [54] 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. [55] Entre 1875 y 1891 Lucas Mallada y Pueyo publicó un boletín llamado Boletín Geológico y Minero que enumeraba los fósiles encontrados en España. En 1892 publicó el Catálogo General de especies fósiles encontradas en España. [56] En 1882, se inauguró en Barcelona el Museu de Geologia (también conocido como Museu Martorell).
El XIV Congreso Geológico Internacional se celebró en Madrid en 1926. [57] La Guerra Civil Española y sus secuelas marcaron un declive en el estudio de la geología en España. [41]
En 1972 se creó el plan MAGNA para producir mapas de España a escala 1: 50000 (este trabajo se inició en Portugal en 1952). [41] [58]
Entre 1986 y 1987 una colaboración hispano-francesa denominada ECORS-Pirineos realizó un perfil de reflexión sísmica vertical de 250 km de longitud a través de los Pirineos. [59] Para el año 2000 había 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. [60]
Portugal [ editar ]
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 y realizó trabajos geológicos en el Alentejo . [61] Portugal inició la Comissão Geológica do Reino en 1857. Fue dirigida por Carlos Ribeiro y Pereira da Costa. [62] Ribeiro con Nery Delgado, publicó el primer mapa geológico de Portugal, a una escala de 1: 500 000. Este fue reeditado y actualizado en 1899 por el geólogo suizo Paul Choffat . [63]
Durante la Segunda Guerra Mundial, el gobierno francés empleó a Georges Zbyszewski para documentar los depósitos minerales portugueses, especialmente tungsteno. [64] En los años siguientes, Zbyszewski publicó unos 300 artículos sobre geología y produjo cinco mapas geológicos a escala 1:50 000. [64] El Museu Geológico de Lisboa forma parte del Laboratorio Nacional de Energía y Geología . Contiene ejemplares que datan de 1859 recogidos por Carlos Ribeiro , Nery Delgado , Paul Choffat y otros. [sesenta y cinco]
Referencias [ editar ]
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Enlaces externos [ editar ]
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Publicaciones [ editar ]
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- IGME Instituto Geológico y Minero de España: mapas geológicos - lista 1: 50.000 mapas que cubren España .
- Geogaceta de la Sociedad Geológica de España
- Estudios Geológicos inició su publicación en 1945, editado por el Consejo de Investigaciones de España y publicado por el Museo Nacional de Ciencias Naturales .
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Lectura adicional [ editar ]
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