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Deriva continental
En este artículo sobre la historia geológica de Cataluña, España, se puede apreciar el sector del bloque de Arabia, su deriva y las sucesivas inundaciones y anegaciones marinas.En la imagen se observa la posible ubicación del observador-narrador del Génesis durante el Oligoceno-Eoceno, época que debería coincidir con el avistamiento de los monstruos marinos y que tendría su correlato en Egipto en el valle de las ballenas (Wadi Al Hitan).
Historia geológica de Cataluña
El mundo inorgánico, la geosfera, es el soporte físico del mundo de la vida en la Tierra, la biosfera. La geosfera proporciona el sustrato y los recursos necesarios (agua, rocas y minerales) para el desarrollo de la vida que transcurre en nuestro planeta. Al hombre, que como ser racional tiene la capacidad de conocer su posición en la naturaleza, la Tierra le brinda, además, el placer inmediato de percibir sus rasgos y de poder aprender sobre el pasado del planeta y los orígenes de la vida.
http://www.igc.cat/web/es/mapageol_atles_historiageologica.html
Introducción
Tal como se presenta a nuestra vista (figura 1), la Tierra es el resultado de la
extraordinaria diversidad de procesos geodinámicos internos y externos que ha
sufrido el planeta desde sus orígenes, que se remontan a unos 4 500 millones de
años (Ma). La Tierra se formó a partir de una nube interestelar junto con el Sol
y los otros planetas del Sistema Solar. En la Tierra no queda ningún vestigio
rocoso de la historia más temprana; el Sistema Solar, principalmente los otros
planetas del grupo denominado interiores o planetas terrestres (Mercurio, Venus,
Marte), la Luna y los meteoritos, proporciona información sobre esta etapa. El
mineral más antiguo datado hasta ahora es un cristal de zircón encontrado en
Australia, que tiene una edad radiométrica de 4 300 Ma, y las rocas más
antiguas, de la región del Lago de los Esclavos, en Canadá, tienen 3 960 Ma. En
Cataluña, tenemos más de 550 Ma de historia geológica registrada en las rocas
que afloran en ella.
Imagen actual de la Tierra
Figura 1: Imagen actual de la Tierra.
Observando un mapamundi con un cierto detenimiento, se diría que
las formas de las costas de algunas de las tierras emergidas son como el
“negativo” de las formas de las costas de la tierra situada enfrente; parece
como si pudieran encajar, como si fueran las piezas de un rompecabezas. Los
continentes forman parte de las placas tectónicas y, efectivamente, algunas de
las placas encajan perfectamente. Se sabe que las placas se desplazan, unas
respecto a otras. A veces se separan, otras se aproximan y, a veces, colisionan
o se deslizan y friccionan entre ellas. El resultado es que la distribución de
los mares y de las tierras emergidas cambia con el tiempo, pero el volumen de la
Tierra permanece constante. El espacio que queda entre las placas que se separan
es ocupado por materiales volcánicos procedentes del interior de la Tierra, los
cuales constituyen la corteza oceánica; estas áreas son ocupadas por los océanos
en los cuales se depositan sedimentos marinos. La colisión entre las placas
produce deformaciones en sus bordes, como unas arrugas gigantescas, creadoras de
relieves. Son las grandes cordilleras de montañas. Su proceso de formación dura
algunas decenas de millones de años, y en el interviene una gran cantidad de
energía.
La Placa Ibérica
La Península Ibérica es la parte emergida de una antigua placa tectónica, la
Placa Ibérica. De dimensiones modestas, la Placa Ibérica está situada al norte
de la Placa Africana y actualmente está soldada a la Placa Europea. Su
configuración geológica es el resultado de las interacciones de estas dos placas
mayores desde hace unos 200 Ma, es decir, durante el ciclo Alpino (ver
acontecimientos geológicos).
Los Pirineos, que unen la península con el continente europeo, son el resultado
de la colisión entre las placas continentales de Iberia y de Europa y conservan
el registro sedimentario y tectónico de la historia de los bordes de ambas. La
Cadena Costera Catalana y la Cordillera Ibérica reflejan el acercamiento entre
la Placa Africana y la Ibérica. La Cuenca del Ebro es la depresión que se
extiende entre la Cordillera Pirenaica, la Cadena Costera y la Cordillera
Ibérica y almacenó, en los sedimentos que la rellenan, el registro de los
principales acontecimientos que tuvieron lugar durante la formación del conjunto
de las cadenas de montañas que la delimitan. Por levante, el Sistema
Mediterráneo (el conjunto de las sierras y depresiones costeras) ha registrado
la apertura del Surco de Valencia y del Golfo del León. Este contexto
geodinámico particular ha determinado en el pasado, y continúa determinando en
el presente, la extraordinaria diversidad geológica que caracteriza la Península
Ibérica, su situación geográfica actual y la que tendrá en el futuro geológico.
Los vestigios más antiguos
Los rasgos geológicos de la Península Ibérica resultan de la superposición de
tres grandes ciclos orogénicos: el ciclo Cadomiense, que se desarrolló desde 750
Ma hasta 480 Ma atrás, el ciclo Hercínico (o Varisco), que se inició hace 480 Ma
y finalizó hace 250 Ma y finalmente el ciclo Alpino, el cual empezó hace 250 Ma
y continúa en la actualidad. Estos ciclos están relacionados con la formación y
la posterior fragmentación de dos grandes supercontinentes: Gondwana y Pangea.
Para formarlos fue preciso que convergieran, colisionaran y se soldaran
fragmentos continentales inicialmente separados, formándose cordilleras con
importantes relieves, y también la posterior fragmentación y la deriva
continental. Se trata, pues, de procesos cíclicos de evolución de la Tierra.
La información sobre la historia geológica de la porción de la Placa Ibérica que
actualmente ocupa Cataluña se remonta, como mínimo, a 550 Ma. Del ciclo
Cadomiense prácticamente no quedan vestigios; se sabe que entre 650 y 600 Ma
atrás se formó un supercontinente, denominado Gondwana (figura 2).
Imagen de la Tierra unos 600 Ma atrás
Figura 2: Imagen de la Tierra unos 600 Ma atrás.
De hecho, las rocas más antiguas datadas hasta ahora en los
Pirineo son rocas volcánicas y plutónicas de los últimos estadios de este ciclo
(580 y 560 Ma). Aun así muy probablemente hay rocas sedimentarias anteriores, la
edad de las cuales se desconoce.
Formación de un supercontinente mundial y de un océano global. El Paleozoico
En lo que sería la futura Placa Ibérica, el registro sedimentario del Cámbrico y
el Ordovícico está formado mayoritariamente por depósitos siliciclásticos y
carbonatados de medios marinos de plataforma o más profundos, en los cuales
vivieron los primeros trilobites y se formaron colonias de arqueociátidos. Una
de las características del Cámbrico es la aparición de numerosas formas de vida,
muchas de ellas con componentes esqueléticos, lo que se denomina la gran
explosión de vida del Cámbrico. A finales del Ordovícico tuvo lugar un período
de emersión, durante el cual se sedimentaron depósitos detríticos y se registró
una intensa actividad volcánica. Al final de este período tuvo lugar la primera
gran extinción, en la cual desaparecerían el 85% de las especies.
El supercontinente Gondwana empezó su fragmentación hace unos 480 Ma, ya durante
el Paleozoico, marcando el inicio del ciclo Hercínico. Con el tiempo se
separaron de Gondwana tres grandes placas continentales denominadas Siberia,
Laurencia y Báltica (figura 3) y otros fragmentos continentales más pequeños,
como Avalonia, separados del resto del supercontinente por el Océano Rheico.
Situación de Gondwana, Laurencia, Siberia y Báltica con Avalonia ahora hace
440 Ma
Figura 3: Situación de Gondwana, Laurencia, Siberia y Báltica con Avalonia ahora
hace 440 Ma.
Con esta fragmentación volvieron las condiciones marinas,
principalmente en medios de plataforma, y durante el Silúrico (figura 3) las
condiciones ambientales fueron muy particulares, con depósitos de arcillas
negras, muy ricas en materia orgánica, indicativas de condiciones marinas
euxínicas (anaerobias y reductoras). Los graptolites y algunos cefalópodos son
los organismos característicos de este periodo. Durante el Devónico y parte del
Carbonífero se depositaron carbonatos de plataforma marina poco profunda, muy
ricos en fauna (cefalópodos, trilobites, corales, peces y otros organismos), y
también sedimentos propios de cuencas marinas profundas, como las calizas rojas
con goniatites (las calizas griotte) y los niveles de acumulación de
radiolarios. Al mismo tiempo empezó la colonización de las zonas emergidas por
las primeras plantas y los primeros anfibios. Hacia finales del Devónico tuvo
lugar la segunda gran extinción.
Durante el Carbonífero, las placas fragmentadas en el inicio del ciclo Hercínico
volvieron a converger hasta colisionar con los restos de Gondwana, dando lugar a
un acontecimiento deformativo importante, la orogenia hercínica. Esta zona se
caracteriza por estructuras de plegamiento acompañadas de procesos metamórficos
de gran extensión y de una intensa actividad magmática intrusiva. Los sedimentos
de esta etapa son detríticos marinos (las denominadas facies Culm), indicativos
de la actividad tectónica y de la erosión en las grandes cadenas de montañas que
se iban formando. Los restos de la cordillera hercínica son, aún hoy, bien
visibles en todo el occidente de Europa, especialmente al oeste de la Península
Ibérica. En Cataluña afloran fragmentos más pequeños en los Pirineos, en la
Cadena Costera y en el sustrato de la Cuenca del Ebro.
Al finalizar la orogenia hercínica, ahora hace unos 305 Ma, las masas
continentales del planeta habían quedado unidas (Figuras 4 y 5), formando un
único supercontinent denominado Pangea, que en griego significa ‘toda la
Tierra’. Pangea estaba rodeada por un océano global, conocido como Pantalassa,
que significa ‘todos los mares’. En el borde oriental de Pangea se extendía un
gran golfo, que recibe el nombre de Tetis.
La configuración de la Tierra ahora hace 280 Ma: un supercontinente mundial,
Pangea, y un océano global, Pantalass
Figura 4: La configuración de la Tierra ahora hace 280 Ma: un supercontinente
mundial, Pangea, y un océano global, Pantalassa.
Restitución de Pangea, con las tierras emergidas, las plataformas continentales y la distribución de los mares y los océanos
Figura 5: Restitución de Pangea, con las tierras emergidas, las plataformas
continentales y la distribución de los mares y los océanos. Están indicados los
futuros límites de las placas y la posición de la futura Placa Ibérica (Ib).
A grandes rasgos, la futura Placa Ibérica estaba, en aquel
momento, situada en el extremo occidental de Tetis y limitaba al norte con la
futura Placa Europea, al oeste con la futura Placa Norteamericana y al sur con
la futura Placa Africana (figura 5). A finales del Carbonífero y principios del
Pérmico, hace unos 300 Ma, los relieves creados durante la orogenia hercínica
estaban sometidos a una intensa erosión. Los sistemas de fracturas generados en
un contexto tectónico extensivo individualizaron altos estructurales y cuencas
intramontañosas, las cuales recibían sedimentos aluviales y estaban ocupadas, en
gran parte, por áreas pantanosas y lacustres. En la zona que corresponde
actualmente a los Pirineos, la actividad volcánica fue notable. La vegetación,
que desde el Devónico había empezado a colonizar los continentes, era frondosa.
En algunas de estas zonas pantanosas se acumularon importantes cantidades de
restos vegetales, que al madurar se convirtieron en carbón: de aquí el nombre de
este periodo. Hacia el fin del Pérmico, hace unos 250 Ma, vastas áreas del
continente habían quedado reducidas por la erosión a llanuras extensas, las
denominadas penillanuras. También en este momento tuvo lugar la tercera gran
extinción, en la cual desapareció el 95% de las especies. Todas estas
circunstancias determinan el límite entre el Paleozoico y el Mesozoico, hace 250
Ma.
La fragmentación de Pangea. Del Triásico a finales del Jurásico
Algunas zonas de fractura formadas durante el Carbonífero y el Pérmico habían
continuado evolucionando y Pangea se empezó a fragmentar, iniciándose el ciclo
Alpino.
Durante el Triásico, las áreas topográficamente más bajas de la futura Placa
Ibérica estaban ocupadas por extensas llanuras aluviales que periódicamente eran
invadidas por el mar y se convertían en plataformas marinas de poca profundidad;
en ellas se depositaban fangos carbonatados y emergían algunos arrecifes. Hacia
finales del Triásico, 50 millones de años tras el inicio de la fragmentación de
Pangea, aquellas fracturas iniciales habían evolucionado hasta formar unos
sistemas de grandes fallas que delimitaban depresiones parecidas al actual valle
africano del Rift (rift, en inglés, significa ‘grieta’ o ‘abertura’). Uno de los
valles ‘riftianos’ se localizaba en la futura área pirenaica, y el otro, más
importante y que fue inmediatamente invadido por el mar, en el área ocupada
actualmente por el Sistema Bético, el Mar de Alborán y el estrecho de Gibraltar.
Otras depresiones similares se abrieron en el interior de la Placa Ibérica.
Estos sistemas de fracturas favorecieran la ascensión de masas de rocas
volcánicas y subvolcánicas básicas.
En aquel momento, en la futura Península Ibérica se destacaban dos macizos
emergidos: el Macizo Ibérico (la futura Meseta) y el Macizo del Ebro, hoy
desaparecido, el cual ocupaba las actuales zonas orientales de la Cuenca del
Ebro, de la vertiente sur de los Pirineos y del Golfo del León. Geográficamente,
ambos macizos eran unas islas rodeadas de vastas áreas encharcadas en las cuales
se depositaban sales, yesos, arcillas y carbonatos en unas condiciones
climáticas muy áridas. Entre el Macizo Ibérico y el límite de los pantanos
triásicos se abría una extensa llanura desértica.
Con el transcurso del tiempo, durante el Triásico y especialmente durante el
Jurásico, la extensión a lo largo de algunas de las fracturas que limitaban los
valles ‘riftianos’ progresó hasta que se generó corteza oceánica, quedando así
individualizadas nuevas placas tectónicas. Había empezado la apertura del
Atlántico central (figura 6).
La configuración de la Tierra ahora hace 150 Ma, a finales del Jurásico
Figura 6: La configuración de la Tierra ahora hace 150 Ma, a finales del
Jurásico. Se reconocen el contorno de la Placa Norteamericana y la costa
occidental de África, separadas por el Atlántico central, y la Placa Ibérica.
A lo largo del Jurásico, durante un periodo de 55 millones de
años, una parte importante de la futura Placa Ibérica se mantuvo sumergida bajo
un mar poco profundo (figura 7). En unas condiciones climáticas más cálidas que
las actuales, en aquellas extensas plataformas continentales se depositaban
fangos y arenas carbonatadas, los cuales, en mayor o menor grado, eran
retrabajadas posteriormente por las mareas. Aquellas condiciones ambientales
favorecieron también que las aguas fueran colonizadas por grupos muy numerosos
de cefalópodos, principalmente ammonítidos y belemnítidos, y también por
braquiópodos y bivalvos.
Restitución de la Placa Ibérica hace 145 Ma, a finales del Jurásico
Figura 7: Restitución de la Placa Ibérica hace 145 Ma, a finales del Jurásico.
Hacia finales del Jurásico, unos 150 Ma atrás, las costas
meridionales del Macizo Ibérico se habían separado alrededor de 500 km de las
costas septentrionales de África. A lo largo de aquel espacio, las aguas del
Océano de Tetis ya habían conectado con las del joven Atlántico, que a la sazón
ya había logrado una anchura de 1 000 km, entre las costas meridionales de
Terranova y las costas occidentales del Sahara (figura 7). El valle ‘riftiano’
que se había empezado a abrir en la actual zona pirenaica 50 millones de años
atrás era ahora un surco marino muy profundo conectado con la extensa plataforma
continental que ocupaba la mitad oriental de la actual Península Ibérica.
La individualización y deriva de la Placa Ibérica. El Cretácico
A lo largo del Cretácico inferior, la apertura del Océano Atlántico se propagó
hacia el norte produciendo la definitiva separación de la Placa Norteamericana
de la Ibérica y la Europea. A finales del Cretácico inferior, hace 100 Ma, la
Placa Ibérica se encontraba completamente individualizada de las placas
circundantes, limitada por grandes zonas de falla de salto en dirección (figura
8). El límite septentrional se situaba en el surco pirenaico, donde la
separación de Iberia y Europa había provocado la apertura del Golfo de Vizcaya
y, hacia el este, la formación de muchas cuencas estrechas relativamente
profundas y conectadas entre sí las cuales se extendían hacia las áreas
orientales de la actual zona pirenaica.
Restitución de la Placa Ibérica hace 100 Ma, a finales del Cretácico inferior
Figura 8: Restitución de la Placa Ibérica hace 100 Ma, a finales del Cretácico
inferior.
La separación entre Iberia y Europa a lo largo de esta zona fue
mayor en el oeste que en el este, lo cual añadió un movimiento de rotación, en
sentido contrario al de las agujas del reloj, al desplazamiento de la Placa
Ibérica. Al sur, el borde de la Placa Ibérica era la actual falla de las Azores
- Gibraltar. Al este, otra zona de falla conectaba la de Azores - Gibraltar con
la zona alpina. La expansión de la Dorsal Centroatlántica había situado Iberia a
unos 800 km al este de Terranova.
La superficie emergida de la Placa Ibérica había aumentado considerablemente
desde el Jurásico superior e incluía gran parte del Macizo Ibérico. En las zonas
donde habían emergido las antiguas plataformas carbonatadas jurásicas se
desarrollaban sistemas de cavernas y dolinas bajo un clima tropical que
favorecía la formación de suelos bauxíticos y lateríticos. En las costas que se
abrían al Océano de Tetis y al Golfo de Vizcaya se desarrollaban grandes
aparatos deltaicos con extensas zonas de marismas, las cuales alojaban una gran
diversidad faunística y florística. En las plataformas continentales, fuera del
alcance de la influencia deltaica, se depositaban carbonatos y se desarrollaban
barreras de arrecifes de rudistas y bajíos de arena, muchos de estos últimos
formados por la acumulación de los esqueletos de unos foraminíferos
característicos de esta época, las orbitolinas. En los surcos marinos más
profundos, situados a las zonas septentrional y occidental del área pirenaica y
del Golfo de Vizcaya, se depositaban sedimentos clásticos que eran transportados
por corrientes de turbidez desde los frentes de los deltas. En aquellos océanos
proliferaron los ammonites.
Hacia la mitad del Cretácico superior, alrededor de 85 Ma atrás, la Placa
Africana inició un movimiento de rotación en sentido antihorario en relación a
la Placa Europea, a la vez que se desplazaba hacia el norte. Esto provocó el
progresivo cierre de una parte del Océano de Tetis (figura 9).
La configuración de la Tierra hace 90 Ma, al Cretácico superior
Figura 9: La configuración de la Tierra hace 90 Ma, a finales del Cretácico
superior.
La Placa Ibérica, situada entre la Placa Africana y la Placa
Europea, se vio empujada hacia el norte, iniciándose la convergencia con la
Placa Europea y la consecuente deformación de los bordes contiguos de ambas
placas. En el área pirenaica, la deformación se propagó desde las zonas
orientales hacia las occidentales, en un proceso que culminaría, al cabo de 50
millones de años, con la formación de los Pirineos y de las cadenas alpinas del
interior de la península.
En aquellos tiempos, el área emergida del Macizo Ibérico había alcanzado una
superficie próxima a la de la actual Península Ibérica. En las desembocaduras de
los grandes ríos se formaban aparatos deltaicos, y en las áreas de la plataforma
continental que quedaban fuera del alcance de las zonas de influencia deltaica
se depositaban carbonatos y margas y se desarrollaban arrecifes de rudistas y
corales. La deformación que sufría el borde septentrional de la Placa Ibérica
provocaba frecuentes situaciones de inestabilidad en los sedimentos que se
depositaban en la plataforma continental. Una parte de aquellos sedimentos eran
transportados mediante corrientes de turbidez y coladas de barro submarinas
hasta los fondos marinos profundos del surco pirenaico.
La formación de las cordilleras. EI final del Mesozoico y el inicio del
Paleógeno
A finales del Cretácico y principios del Paleógeno, la situación general había
evolucionado con rapidez. El proceso de convergencia entre la Placa Ibérica y la
Placa Europea había conducido al inicio de la colisión entre ambas placas. Unos
65 Ma atrás, la mayor parte de la Placa Ibérica, incluyendo Córcega y Cerdeña,
que se encontraban en la zona que actualmente ocupan el Golfo de Valencia y el
Golfo del León, estaba emergida y sometida a una intensa erosión. La antigua
conexión entre el Océano de Tetis y el Golfo de Vizcaya, a lo largo de la zona
pirenaica, había quedado interrumpida por la emersión del área oriental (figura
10).
Restitución de la Placa Ibérica hace 65 Ma, a finales del Cretácico y
principios del Paleógeno
Figura 10: Restitución de la Placa Ibérica hace 65 Ma, a finales del Cretácico y
principios del Paleógeno.
Una gran parte de aquellas zonas recientemente emergidas eran
tierras bajas y, cerca del borde septentrional de Iberia, estaban recubiertas de
vastas llanuras aluviales por las cuales discurrían ríos trenzados que
transportaban los sedimentos clásticos procedentes de la erosión del interior de
la Placa Ibérica. En aquellas tierras bajas también había humedales y lagos poco
profundos donde se depositaban turbas y carbonatos; por aquellas zonas
pantanosas deambularon algunos de los últimos dinosaurios que poblaron la
Tierra. El conjunto de estos sedimentos se denomina facies garumnienses y en
ellas se sitúa el límite entre el Mesozoico y el Cenozoico, marcado por la
extinción del 75 % de las especies terrestres y marinas.
Durante el Paleoceno, las condiciones ambientales fueron muy similares a las del
fin del Cretácico, con un predominio de la sedimentación continental, aluvial o
lacustre. 55 Ma atrás, a principios del Eoceno, el mar empezó a invadir las
tierras bajas. En el área pirenaica, el apilamiento tectónico progresivo de
materiales del zócalo y de las antiguas cuencas sedimentarias, que se producía
por efecto de la colisión entre las placas Ibérica y Europea, significaba una
carga enorme sobre sus bordes. El incremento continuado de carga había provocado
que la litosfera de las zonas contiguas a la cadena de montañas en formación
inflexionara en dirección a aquella. A consecuencia de ello, se generaron, a
ambos lados de la cadena de montañas y paralelamente a ella, unas áreas
topográficamente deprimidas, las denominadas cuencas de antepaís, las cuales
serían inmediatamente invadidas por el mar. Buena parte del área pirenaica, del
Macizo del Ebro y de la actual Cadena Costera se vieron convertidas en
plataformas marinas de poca profundidad donde se depositaban sedimentos
predominantemente carbonatados. Los foraminíferos característicos de esta época
son las alveolinas, los caparazones de las cuales se acumulaban formando bajíos
y barras litorales por la acción del oleaje y las mareas. En las desembocaduras
de los cursos fluviales que drenaban las áreas emergidas, se formaban aparatos
deltaicos, los cuales eran también, en mayor o menor grado, retrabajados por las
mareas.
Como consecuencia del proceso de colisión entre la Placa Ibérica y la Placa
Europea se generaron, en el área pirenaica, sistemas de pliegues y mantos de
corrimiento que invirtieron y exhumaron las antiguas cuencas sedimentarias, las
cuales fueran desplazadas tectónicamente hacia el sur en la vertiente ibérica.
EI proceso de colisión entre la Placa Ibérica y la Placa Europea culminaría
hacia finales del Eoceno y principios del Oligoceno, hace aproximadamente entre
35 y 30 Ma.
Paralelamente a la formación de los Pirineos, a lo largo del Eoceno y el
Oligoceno, la deformación que tenía lugar en el borde de la Placa Ibérica se
transmitió hacia su interior, de forma que determinadas áreas de intraplaca, que
previamente se habían visto sometidas a extensión durante el Triásico, el
Jurásico y el Cretácico inferior, ahora eran deformadas en un contexto
compresivo. Esto dio lugar a la formación de la Cordillera Ibérica y la Cadena
Costera Catalana. Concretamente, en esta última zona, la deformación se tradujo
en la formación de fallas inversas, cabalgamientos y sistemas de fallas de
desplazamiento horizontal siniestro, oblicuas a la dirección de máximo
acortamiento de la zona pirenaica.
El resultado de todos estos acontecimientos fue que el área comprendida entre
los Pirineos, la Cordillera Ibérica y la Cadena Costera Catalana, el antiguo
Macizo del Ebro, desapareció como área emergida suministradora de sedimentos, y
pasó a ser el zócalo de la cuenca de antepaís generada al sur del área
pirenaica, la Cuenca del Ebro, receptora de los sedimentos procedentes de la
erosión de los relieves que se iban formando y que empezaban a emerger tanto al
norte como en sus límites sureste y suroeste.
La Cuenca del Ebro: de un mar abierto a una llanura aluvial. El Eoceno y el
Oligoceno
A mediados del Eoceno, hace unos 47 Ma, los Pirineos eran un rosario de islas
alineadas en dirección este-oeste, que emergían entre las aguas que cubrían las
cuencas de antepaís de Aquitania, al norte, y del Ebro, al sur. A la sazón, la
Cuenca del Ebro era una extensa bahía que se abría al Atlántico por el Golfo de
Vizcaya y limitaba al este con los relieves de la Cadena Costera Catalana, de
forma que quedaba desconectada del Océano de Tetis. Flanqueando la Cuenca del
Ebro se desarrollaba una plataforma marina detrítica donde crecían algunos
arrecifes, a la vez que en las desembocaduras de los ríos que drenaban la Cadena
Costera Catalana se formaban abanicos aluviales costeros y deltas, los restos de
los cuales son las montañas de Montserrat y Sant Llorenç del Munt. El clima, la
circulación de las aguas y el resto de condicionantes paleoambientales,
favorecieron que aquellas plataformas fueran colonizadas por foraminíferos de
vida bentónica típicos del Eoceno medio, los nummulites.
Lentamente, la Cuenca del Ebro se iba rellenando de sedimentos. Hacia el fin del
Eoceno, hace unos 37 Ma, había pasado de estar conectada con el mar abierto por
el Golfo de Vizcaya a un régimen prácticamente endorreico que favorecía la
evaporación (figura 11). Esto determinó que en las áreas centrales de la cuenca
se depositaran grandes cantidades de sales, mientras que, en zonas muy
localizadas de los bordes, todavía se formaban pequeñas construcciones de
arrecifes coralinos.
Restitución de la Placa Ibérica 37 Ma atrás, hacia finales del Eoceno
Figura 11: Restitución de la Placa Ibérica 37 Ma atrás, hacia finales del
Eoceno.
Al mismo tiempo, las estructuras tectónicas que se formaban como
consecuencia de la colisión entre Iberia y Europa proseguían extendiéndose hacia
el interior de la Cuenca del Ebro involucrando sedimentos cada vez más
recientes. Esto provocaba, a su vez, que el espacio ocupado por la Cuenca del
Ebro fuera progresivamente más pequeño y también que el área emergida de las
cadenas de montañas en formación fuera cada vez más extensa (figura 12) y, como
consecuencia, que aumentara el volumen de materiales disponibles para ser
erosionados y transportados hacia la cuenca de antepaís.
La configuración de la Tierra unos 35 Ma atrás, en el Oligoceno
Figura 12: La configuración de la Tierra unos 35 Ma atrás, en el Oligoceno.
A principios del Oligoceno, hace 33 Ma aproximadamente, la
Cuenca del Ebro, aislada del Golfo de Vizcaya y de Tetis, era una depresión
sometida a un régimen continental endorreico, la cual recibía las aportaciones
de los ríos y torrentes que drenaban las áreas del norte y del sur, elevadas
topográficamente por causas tectónicas. Al llegar a la llanura, aquellos ríos y
torrentes depositaban sus aluviones, consistentes en enormes cantidades de
gravas, arenas y arcillas, en forma de conjuntos de abanicos y de llanuras
aluviales por las cuales serpenteaban algunos ríos de lechos trenzados. En las
zonas centrales de la cuenca, relativamente alejadas de los frentes de las
cadenas de montañas, se desarrollaban zonas encharcadas y áreas lacustres donde
se depositaban margas, carbonatos, yesos y, a veces, también turbas. Es en estos
depósitos donde se encuentran los restos de pequeños roedores, indicativos de la
radiación de los mamíferos. En las desembocaduras de los cursos de agua que
llegaban a aquellos lagos se formaban pequeños deltas. Probablemente, el paisaje
de las zonas centrales de la actual parte catalana de la Cuenca del Ebro debía
recordar, en algunos aspectos, el de la sabana africana actual: lagos poco
profundos rodeados de vegetación y áreas temporalmente encharcadas.
La apertura del Mediterráneo occidental. El Oligoceno superior y el Mioceno
Hacia finales del Oligoceno y principios del Mioceno, hace unos 25 Ma, el
proceso de colisión entre las placas Ibérica y Europea había acabado. Los
Pirineos, la Cadena Costera Catalana y la Cordillera Ibérica ya tenían la misma
estructura de plegamiento que ahora y los sedimentos que formaban los antiguos
abanicos aluviales, que se habían depositado al pie de los frentes montañosos de
los Pirineos, ahora se encontraban plegados dibujando espectaculares
discordancias progresivas. La Cuenca del Ebro se mantenía en un régimen
endorreico con la zona oriental, o Cuenca Central Catalana, totalmente colmatada
y ocupada por una extensa llanura aluvial que drenaba hacia el oeste, donde se
mantenían las condiciones lacustres. Al este, el antiguo golfo de Tetis había
quedado prácticamente desconectado del resto del océano y se había formado un
mar interior, el Paleomediterráneo (figura 13).
La configuración de la Tierra hace 20 Ma ya era muy similar a la actual. El
extenso golfo de Tetis ha quedado convertido en un mar interior
Figura 13: La configuración de la Tierra hace 20 Ma ya era muy similar a la
actual. El extenso golfo de Tetis ha quedado convertido en un mar interior.
La finalización del proceso de colisión entre las placas Ibérica
y Europea dio lugar a que, desde el Oligoceno superior, la convergencia entre
África y Eurasia pasara a manifestarse más al sur, en el límite entre las placas
Ibérica y Africana. Al mismo tiempo se desarrollaba un sistema de fallas en un
contexto geodinámico extensional que progresaba por el interior de la Placa
Europea desde el norte hacia el sur, formando valles ‘riftianos’ en los actuales
valles del Rin y del Ródano. Esta nueva situación originó una serie de
acontecimientos que determinarían el resto de los rasgos geológicos básicos que
configuran la actual área catalana de la Placa Ibérica.
Las fallas que se habían formado en la Cadena Costera Catalana simultáneamente
con la formación de los Pirineos actuaron en el nuevo contexto tectónico
extensivo como fallas normales y generaron profundas fosas tectónicas paralelas,
o bien oblicuas, respecto a la actual línea de costa. En el extremo oriental de
la Cuenca del Ebro, también se desarrollaron sistemas de fallas normales, si
bien en dirección NW-SE. La evolución de los sistemas de fracturas provocó
primero el adelgazamiento de la corteza continental y la fragmentación del
extremo oriental de la Placa Ibérica, de forma que el bloque formado por
Córcega, Cerdeña y las Baleares, se separó y empezó a derivar hacia el este, al
formarse corteza oceánica en el Golfo de León y en el Surco de Valencia. De esta
manera empezaba, hace unos 20 Ma, la formación del actual Mediterráneo
occidental. Fue entonces cuando las fosas recientemente formadas en la Cadena
Costera Catalana y en el extremo oriental de los actuales Pirineos quedaron
conectadas con el incipiente Mar Mediterráneo (figura 14). Inmediatamente fueron
ocupadas por un mar poco profundo donde se depositaban sedimentos clásticos y
evaporitas y se formaban también algunos arrecifes coralinoslins.
Reconstrucción paleogeográfica a mediados del Mioceno
Figura 14: Reconstrucción paleogeográfica a mediados del Mioceno.
Durante el Mioceno superior, en el área pirenaica oriental, se
generó otro sistema de fosas tectónicas que cortó todas las estructuras de
plegamiento y de cabalgamientos que se habían formado con anterioridad, lo que
delimitó pequeñas cuencas sedimentarias intramontanas. En las cuencas de la Seu
d’Urgel y la Cerdanya se formaron sistemas de abanicos aluviales con áreas
pantanosas y lacustres, en un régimen endorreico, donde se depositaban
sedimentos finos y turbas. En el extremo oriental de la Cuenca del Ebro, hace
unos 10 Ma, se registra el inicio de un episodio eruptivo básico a favor de las
fallas orientadas NW-SE que delimitan la fosa del Empordà. De la actividad
volcánica se conservan las coladas basálticas.
La “crisis” Messiniense
Hace unos 7 millones de años, un suceso extraordinario afectó toda la cuenca
mediterránea y las tierras emergidas que la rodean: durante el Messiniense, el
Mediterráneo se secó. La mayor parte de la zona quedó convertida en una
gigantesca salina situada a centenares de metros por debajo del nivel del
Atlántico. Es posible que el paisaje se pareciera bastante a una especie de
combinación de triángulo de los Àfar con algunos salares del área andina y de la
cuenca del Mar Muerto. Aquel cambio brutal en el nivel de base provocó que los
ríos se encajaran muy profundamente en las antiguas plataformas marinas y que la
erosión que producían en las zonas de las cabeceras progresara en dirección al
continente (figura 15).
Reconstrucción paleogeográfica a mediados del Mioceno
Figura 15: Reconstrucción paleogeográfica a mediados del Mioceno.
Probablemente fue entonces cuando las cabeceras de algunos de
los torrentes que drenaban los relieves de la Cadena Costera Catalana hacia el
Mediterráneo alcanzaran la Cuenca del Ebro, capturando cursos fluviales de ésta
y constituyendo nuevas cuencas hidrográficas, las del Ter, Llobregat, Francolí y
Ebro. A partir de aquel momento la antigua cuenca de antepaís de los Pirineos
dejaba de ser una cuenca endorreica y pasaba a ser tributaria de la cuenca
mediterránea. Los sedimentos eocenos y oligocenos depositados en la Cuenca del
Ebro durante la formación de las cadenas de montañas que la delimitan empezaron
a ser erosionados y a convertirse en el área fuente de buena parte de los
materiales que rellenan el Golfo de Al inicio del Plioceno, la conexión entre el
Atlántico y el Mediterráneo se había restablecido y a mediados del Plioceno,
hace unos 3 Ma, el nivel del mar no tan sólo se había recuperado, sino que había
ascendido unos 100 metros por encima del nivel actual. Lo suficiente para que
algunas áreas de las fosas tectónicas próximas a la costa volvieran a ser
invadidas por un mar poco profundo (figura 16).
Reconstrucción paleogeográfica a finales del Mioceno
Figura 16: Reconstrucción paleogeográfica a finales del Mioceno.
En las desembocaduras de algunos ríos se formaron unos pequeños aparatos deltaicos del tipo denominado de Gilbert y que son muy característicos del Plioceno del Mediterráneo. En los bordes de la depresión intramontana de La Selva, se producían efusiones volcánicas basálticas de una cierta importancia.
Desde hace 2 Ma hasta el año 18 000 antes de nuestra era
Es durante el Pleistoceno cuando la Península Ibérica adquirió el resto de los
rasgos geográficos que le darán el aspecto con el que la conocemos actualmente.
Desde el punto de vista de la geodinámica interna, a partir de finales del
Plioceno, hace unos 2 Ma, empezó un periodo de calma relativa, rota puntualmente
por las erupciones volcánicas localizadas en la zona nororiental de Cataluña.
Pero, climáticamente, es una época con mucha variabilidad. Después de un tiempo
de clima benigno, que se mantuvo desde finales del Plioceno hasta mediados del
Pleistoceno, desde unos 900 000 años atrás, tuvieron lugar cinco glaciaciones
separadas por intervalos de clima más cálido, los denominados interglaciares
(figura 17).
Curvas climáticas del último millón de años (Pleistoceno y Holoceno); los
números pares indican cada una de las épocas glaciales y los impares los
periodos cálidos interglaciales. Detalle de la Tabla de los tiempos geológicos
Figura 17: Curvas climáticas del último millón de años (Pleistoceno y Holoceno);
los números pares indican cada una de las épocas glaciales y los impares los
periodos cálidos interglaciales. Detalle de la Tabla de los tiempos geológicos.
Durante las épocas glaciales la precipitación de nieve superaba
la fusión estival, y año tras año, se iban acumulando grandes cantidades de
hielo en los casquetes polares y en las zonas con relieves más elevados (figura
18). Mientras se mantenían las condiciones glaciales, el volumen de agua
atrapada en los casquetes polares en forma de hielo provocaba que el nivel del
mar descendiera unas cuántas decenas de metros por debajo del nivel actual.
Consecuentemente, los cursos de agua se encajaban fuertemente en el relieve y
depositaban, en sus desembocaduras, gravas y arenas en forma de abanicos
costeros y deltas. En las zonas más altas de los Pirineos se formaban circos y
glaciares de valle, los cuales acumulaban y transportaban bloques y fragmentos
de roca a sus morrenas, al mismo tiempo que erosionaban sus lechos,
confiriéndoles la típica sección en U de los valles de origen glaciar. En las
áreas con fuertes pendientes próximas a los glaciares, las zonas denominadas
periglaciares, el proceso iterativo de congelación-fusión del agua intersticial
de las rocas y del agua retenida en grietas y diaclasas provocaba la
fragmentación mecánica y la consecuente acumulación de los bloques y cantos en
los pies de las vertientes en forma de canchales y de conos de depósitos de
vertiente muy característicos.
La configuración de la Tierra durante las épocas glaciales pleistocenas, con
extensos casquetes polares
Figura 18: La configuración de la Tierra durante las épocas glaciales
pleistocenas, con extensos casquetes polares.
Durante las épocas interglaciales, una gran parte del hielo de
los casquetes polares se fundía, el nivel del mar ascendía y los cursos de agua
depositaban los sedimentos que transportaban en las orillas de sus lechos. Lejos
de las áreas glaciales, aquellos cambios climáticos se reflejaban en la
formación de suelos y costras carbonatadas sobre los sedimentos aluviales y en
la acumulación periódica de sedimentos finos como el loess, que eran
transportados por el viento en forma de nubes de polvo.
En las zonas con afloramientos extensos de rocas carbonatadas, de conglomerados
con los cantos y el cemento carbonatado o de otras rocas solubles en agua o en
ácido carbónico, se desarrollaban procesos cársticos que dieron lugar a sistemas
de cavernas, simas y dolinas. Algunas de aquellas dolinas evolucionaron hacia
verdaderas áreas lacustres. En las salidas de los sistemas cársticos, las aguas
saturadas en carbonato cálcico sedimentaban y, en algunos casos continúan
sedimentando actualmente, unos precipitados e incrustaciones de carbonatos, los
travertinos. Los cambios en el nivel de base, junto con la acción combinada de
disolución química y abrasión mecánica, provocaron que, al atravesar zonas
constituidas por carbonatos, los cursos fluviales se encajonaran en el relieve
formando desfiladeros estrechos y profundos.
Así, durante el Pleistoceno, el encajamiento de la red de drenaje iba generando
unos vacíos potenciales que tendían a rellenarse. La reiteración en el tiempo de
todos los procesos mencionados, condujo a la formación de terrazas y abanicos
aluviales escalonados, a la incisión de los desfiladeros fluviales, a la
formación de plataformas marinas de abrasión, al establecimiento de la red
fluvial casi tal y como la conocemos hoy en día y, a fin de cuentas, a la
definición de los rasgos básicos de la escultura del paisaje actual.
Los últimos 18 000 años
Casi 18 000 años atrás, apenas tras el último máximo glacial, el nivel del mar
se encontraba situado unas cuantas decenas de metros por debajo del nivel
actual. Los glaciares que cubrían las zonas más altas de los Pirineo fueron
desapareciendo lentamente y, en algunos circos y en algunas concavidades del
perfil longitudinal de sus valles, se formaban pequeñas cuencas lacustres, a
veces contenidas por las antiguas morrenas.
La progresiva disminución de la superficie de los casquetes polares, provocó una
trasgresión marina que anegó las tierras bajas costeras y las antiguas llanuras
deltaicas.
Hace 11 500 años, cuando se inició el Holoceno, el periodo geológico actual, el
nivel del mar se había ido estabilizando y se encontraba alrededor de 2 metros
por encima de la cota actual. La mayor parte de las llanuras del Empordà, del
Besòs, del delta del Llobregat y del delta del Ebro se encontraban sumergidas.
Eran bahías poco profundas, rodeadas de tierras bajas aluviales, de las cuales
emergían algunos islotes. Hacia el año 1000 a.C., la acumulación de sedimentos
aportados por los ríos había hecho aumentar considerablemente las áreas
emergidas y su paisaje consistía en humedales y tierras bajas pantanosas. En los
asentamientos humanos, localizados en la periferia de aquellas llanuras y
también en algunos islotes, se empezaron a desarrollar la agricultura y la
ganadería; los restos de los poblados íberos son buen testimonio de ello.
Ya en tiempos históricos, las llanuras litorales del Empordà, del bajo Llobregat
y del Ebro habían ido creciendo con los aluviones aportados por los ríos, de
forma que, hacia el año 50, la línea de costa era ya bastante próxima a la
actual (figura 19).
Reconstrucción de la línea de costa, en azul, hacia el año 50, con la
situación de las principales ciudades romanas en el litoral catalán
Figura 19: Reconstrucción de la línea de costa, en azul, hacia el año 50, con la
situación de las principales ciudades romanas en el litoral catalán.
Durante la Edad Media, debido a conflictos políticos y militares
entre nobles vecinos, algunos ríos, como el curso bajo del Ter, fueron
repetidamente desviados. En las zonas de montaña, de fuertes pendientes, la
actividad antrópica dejó su impronta en el paisaje en forma de bancales y
terrazas de cultivo.
Más tarde, en el siglo XVII, la deforestación de grandes áreas de bosque se
tradujo en un aumento considerable de las aportaciones de los ríos y, en
consecuencia, en un incremento de la superficie emergida en las llanuras
deltaicas y costeras. El delta del Ebro alcanzó su extensión máxima hacia
finales de los años 10 del siglo XX. Desde entonces, por razón de la retención
de sedimentos en los embalses de su cuenca, el volumen de materiales del delta
permanece prácticamente constante. Los sedimentos disponibles actualmente son
redistribuidos por la acción de las corrientes de deriva litoral, por las olas
y, en menor medida, por las mareas, de forma que la silueta del delta del Ebro
tiende a ser redondeada, al estilo de la del delta del Llobregat. Durante el
resto del siglo XX el paisaje de Cataluña ha ido evolucionando con pocos
cambios, casi todos debidos a la acción antrópica, hasta alcanzar el aspecto que
podemos percibir actualmente.
Esquemas tectónicos globales
Evolución de los continentes y los océanos desde el Neoproterozoico hasta la
actualidad
Evolución de los continentes y los océanos desde el Neoproterozoico hasta la actualidad. Hay que notar, en los mapas, el cambio de posición de las masas continentales y la formación y la desaparición de los océanos que las separan (originales de R. Blakey). El color marrón indica la situación de los cinturones orogénicos en las tierras emergidas; se han situado el Hercínico y el Alpino, los dos más importantes representados en Cataluña. Las líneas rojas representan las zonas de subducción, y los trazos amarillos, con la dirección de la extensión indicada por pares de flechas, la posición de las dorsales oceánicas; en naranja se representa la posición de la actual Península Ibérica. Es de destacar el desplazamiento de ésta desde posiciones australes, durante el Proterozoico y el Paleozoico, la situación ecuatorial durante el límite Paleozoico-Mesozoico y la posición meridional durante todo el Mesozoico y el Cenozoico.
http://www.igc.cat/web/es/mapageol_atles_historiageologica.html