Orógeno Alpino
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La Cordillera Alpina forma parte de un ámbito geográfico y geológico mucho más amplio, la Cadena Alpino-Himalaya. Se extiende desde China hasta la Península Ibérica y es el resultado de los complejos procesos de colisión que han dominado el límite entre las placas Euroasiática, Africana, Índica, Arábiga y varias microplacas asociadas, durante los últimos 200 millones de años, aunque la mayor parte de las colisiones tuvieron lugar hace tan sólo 30 millones de años.
Paisaje alpino, Cordillera Bética. Foto: Geoiberia.
La Cordillera Alpina, donde se enmarca la historia geológica de Iberia desde finales del Paleozoico, es un gran cinturón orogénico que se extiende en sentido amplio desde Asia Menor hasta el Estrecho de Gibraltar, constituyendo Iberia su porción más occidental.
Con la rotura de Pangea, a finales del Paleozoico, hace unos 250 millones de años, comienza el ciclo alpino. El supercontinente Pangea estaba rodeado del gran océano Panthalasa, el cual presentaba un conjunto de penetraciones. Cuando comienza la rotura de Pangea, uno de estos brazos oceánicos comienza a separar de nuevo un continente septentrional, Laurasia, de otro meridional, Gondwana, formándose el Mar de Tethys. Podemos situar a Iberia, precisamente en el extremo occidental de este antiguo brazo de mar y entre estas dos grandes masas continentales.
Las cadenas montañosas variscas, formadas por la unión de todas las masas continentales en Pangea, constituyeron relieves importantes, pero con el inicio de la rotura de Pangea, las zonas adyacentes a los márgenes continentales comenzaron a sufrir esfuerzos distensivos, que en el caso de Iberia están íntimamente relacionados con la apertura del Océano Atlántico. Esta etapa distensiva produjo la formación, alrededor de la Iberia paleozoica, de grandes fosas tectónicas o rifts donde se depositaron gran cantidad de sedimentos procedentes de la desmantelación de los relieves variscos, proceso que duró aproximadamente hasta el Jurásico, hace unos 200 millones de años, donde se reconoce ya una Iberia convertida prácticamente en una penillanura, rodeada de cuencas oceánicas con sedimentación esencialmente marina.
La Orogenia Alpina en Iberia se desarrolla principalmente desde el Cretácico Superior al Miioceno. Desde finales del Cretácico, hace unos 65 millones de años, el movimiento relativo entre las placas de África y Europa, entre cuyas masas continentales se situaba la cuenca marina con corteza oceánica del Mar de Tethys, provocó el acercamiento entre éstas, consumiendo por subducción la totalidad del fondo oceánico entre ambas, y provocando el cierre del Tethys y el choque entre las masas continentales de ambas placas, así como el de un conjunto de microplacas y bloques continentales que se extendían entre ambas, entre las que se encontraba la microplaca Ibérica. Estos esfuerzos compresivos deformaron principalmente las zonas donde la litosfera era menos gruesa y, como es de esperar, esto coincide con las cuencas marinas, principalmente las que bordeaban Iberia por el Norte y el Sur, plegando los sedimentos y formando los macizos alpinos, las cadenas montañosas que conforman actualmente los relieves más acusados de Iberia, Pirineos, Cordillera Bética, Cordillera Cantábrica, Sistema Ibérico y Cordillera Costero-Catalana.
Los Pirineos se forman por el choque entre la microplaca Ibérica y la placa Euroasiática, al quedar la primera comprimida entre África y Europa, debido en parte a la propia dinámica de la apertura del océano Atlántico. La Cordillera Bética por deformación y plegamientos de los sedimentos depositados en el Mar de Tethys y choque de la microplaca Apúlica, y el Sistema Ibérico por deformación intraplaca, resultado del plegamiento de la litosfera como respuesta a la compresión que sufre Iberia en sus márgenes.
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El cambio en el movimiento relativo entre las dos grandes placas Eurasiática y Africana se traduce en el acercamiento y colisión de éstas, iniciándose un régimen compresivo que afectó a amplias zonas del Sur de Europa, norte de África, Iberia y Tethys. Esta colisión provoca el cierre progresivo del Tethys, de manera que este océano se convirtió en pequeños mares residuales. En la placa Ibérica, el movimiento de rotación cretácico con respecto a Europa se transformó en un movimiento de desgarre lateral y de convergencia que provocó la colisión de su margen septentrional con Europa y que culminó con el inicio de subducción en el margen cantábrico y la formación del Pirineo. La colisión de Iberia con el Sur de Europa provocó la sutura de ambas placas, de forma que, a partir del Oligoceno, Iberia ya formaba parte de la placa Eurasiática. Por otra parte, a finales del Cretácico, en terrenos localizados al Sureste de Iberia, se individualizó un bloque continental debido a la fragmentación del margen Norte de la placa Africana. El desplazamiento relativo de este bloque hacia el Oeste con respecto a Iberia, que se prolongó hasta bien comenzado el Cenozoico, provocó la colisión del bloque con los márgenes mesozoicos del S de Iberia y NO de África, formándose la Cordillera Bética en el Sur de Iberia y las montañas del Rif y del Tell en el Norte de África. A pesar de que la mayor intensidad de la deformación asociada a la interacción entre las placas y microplacas se concentró a lo largo de sus márgenes, parte de esta deformación se transmitió también al interior de las placas. Como resultado de esta transmisión de esfuerzos compresivos, las rocas sedimentarias de las cuencas mesozoicas que ocupaban la posición del actual Sistema Ibérico se deformaron, formándose los pliegues, fracturas y pequeños cabalgamientos que configuran esta cordillera. Estos esfuerzos compresivos provocaron también el levantamiento de algunos bloques del Macizo Ibérico a favor de fallas desarrolladas durante la Orogenia Varisca y que ocasionaron los relieves de los Montes de Toledo, Sistema Central y la Cadena Cantábrica. Durante el Oligoceno, en el área mediterránea se inició un proceso de adelgazamiento litosférico, en la zona actualmente ocupada por la cuenca Provenzal, que se extendió de forma paulatina hacia el Sur y que culminó durante el Mioceno con la abertura del Surco de Valencia o Cuenca Catalano-Balear y con la abertura y formación de corteza oceánica en la Cuenca Algero-Provenzal. Por otra parte, en el Sur de la Península el desmembramiento de una parte del orógeno bético-rifeño provocó la formación de la Cuenca de Alborán. El último acontecimiento importante en la zona, la crisis de salinidad messiniense, la desecación hace unos 5,5 millones de años de la cuenca mediterránea y el depósito de importantes espesores de sales en ésta, debió tener relación con el crecimiento, en el Plioceno, del casquete polar antártico. Tras la formación de los principales relieves, los agentes geológicos externos, el agua, el viento, etc., han comenzado su erosión, transportando los materiales desde las zonas más elevadas hasta cuencas intramontañosas y depresiones interiores, o hacia las cuencas marinas. Todos estos procesos han dado lugar al relieve que apreciamos hoy en la Península Ibérica. |
Eoceno · 40 millones de años |
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Oligoceno-Mioceno Inferior · 23 millones de años |
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Mioceno Superior · 10 millones de años |
