670 GEOLOGÍA DEL RELIEVE DE ESPAÑA

Las raíces de la península Ibérica tienen 290 millones de años

Gráfico sobre la formación de la Península Ibérica. |DivulgaGráfico sobre la formación de la Península Ibérica. |Divulga
La Península Ibérica ha sufrido muchos vaivenes a lo largo de su historia geológica. Un equipo de investigadores españoles acaba de revelar que hace entre 310 y 290 millones de años, hubo una serie de movimientos en las placas tectónicas que cambiaron el panorama del exterior y el interior del territorio.
En aquella era, el Carbonífero, la península ocupaba el centro de lo que era el gran continente de Pangea, el único que existía en el planeta. Los movimientos tectónicos destruyeron el manto litosférico, que está situado entre 30 y 150 kilómetros de profundidad, y propiciaron la formación de uno nuevo, que es el que hoy existe.
El trabajo, en el que los científicos han invertido más de dos años, confirma la tesis que mantenía uno de los investigadores, Gabriel Gutiérrez Alonso, de la Universidad de Salamanca, puesto que revela como se formó la cadena montañosa conocida como Arco Ibero-armoricano. También explica el origen de la gran cantidad de rocas volcánicas, de granitos y de mineralizaciones asociadas que son la base de la minería metálica del noroeste de la península Ibérica.
Para desarrollar esta investigación, los geólogos muestrearon rocas volcánicas que podían haber tenido su origen en ese manto antes y después de los 310 y 290 millones de años, y que afloran en algunos puntos de la geografía ibérica. "Sabemos que ese es el momento en el que sucedió el proceso de transformación, tanto en la superficie como en el interior terrestre", ha señalado Gutiérrez Alonso.
Los muestreos probaban que el manto anterior al actual se formó hace unos 1.000 millones de años, mientras que el que existe ahora es de hace unos 290 millones y reemplazó casi totalmente al anterior.
Según sus conclusiones, primero se fue doblando la capa superficial de la corteza (la litosfera), que cambió la forma de la cadena Arco ibero-armoricano: de alargada pasó a tener forma de herradura. Con estos movimientos, la litosfera se hizo más gruesa y, al pesar más, acabó rompiendo el manto que tenía debajo. Fue reemplazado por materiales del interior de la Tierra, que al enfriarse constituyeron la litosfera actual.
Durante los próximos dos años, este grupo de investigadores, del que forman parte científicos de la Universidad de Salamanca, la Universidad Complutense, la STFX de Canadá y la Bryn Mawr de Filadelfia, continuará probando este modelo con modelizaciones analógicas y estudios isotópicos.

ELMUNDO.ES, Rosa M. Tristán | Madrid Actualizado domingo 06/02/2011
 
EVOLUCIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA



El continente europeo, tal como puede apreciarse hoy, es junto con la Península Ibérica, el resultado de tres grandes ciclos orogénicos: el caledoniano, el hercínico y el alpino.

Desde su formación, el continente protoeuropeo o armoricano constituyó una placa independiente. Durante el Paleozoico inferior, período que corresponde aproximadamente a 150 millones de años, aparece de forma independiente constituyendo el microcontinente armoricano. En el Devónico, los márgenes pasivos de los océanos que rodeaban los continentes evolucionaron hacia márgenes activos, lo que originó el comienzo de un proceso de subducción y acercamiento de las distintas placas litosféricas, uniéndose en un principio al resto de las masas septentrionales para formar Laurasia, y finalmente a Gondwana para formar el supercontinente Pangea.
Durante el Mesozoico y el Cenozoico, la evolución geodinámica subsiguiente ha fragmentado este supercontinente, hasta la disposición actual. Si se observa la distribución y el tipo de los límites de placas actuales, es fácil comprobar que de forma general, el próximo supercontinente tendrá como límite oriental la costa este de América, y en el occidental se localizará la costa oeste de Europa y África.
Iberia comenzó formando parte junto con Centro Europa, Francia y el norte de Marruecos del continente Armóricano, durante el Precámbrico y Paleozoico. Posteriormente, durante los últimos 100 millones de años, la Península Ibérica ha presentado cierta independencia litosférica, con sus zonas más activas localizadas en la periferia, constituyendo de forma general una microplaca independiente de las placas euroasiática y africana.
La Península y sus márgenes son el resultado de su evolución geodinámica, principalmente desde la formación de la cordillera Hercínica, en el Devónico hace unos 300 millones de años, hasta la actualidad. Esta evolución está regida por un conjunto de procesos íntimamente ligados a la tectónica global y que se podrían resumir en dos:
Formación de Pangea, a finales del paleozoico, o unión de la mayor parte de las masas emergidas en un único continente, Pangea, rodeado de un gran océano, Pantalasa.
Fragmentación de Pangea, que comienza en el mesozoico y continúa en la actualidad, gracias principalmente a la abertura del océano Atlántico y la individualización de las placas euroasiática y africana.

LA FORMACIÓN DE PANGEA

Al final del Proterozoico, la mayor parte de las tierras emergidas se reunieron en un único y gran continente, Rodinia. Desde entonces y durante el Paleozoico inferior, éste irá fragmentándose, dando lugar a un conjunto de masas continentales que posteriormente, durante el Paleozoico superior volverán a ir acercándose hasta formar otra vez un único continente, Pangea.
Es difícil reconstruir los acontecimientos geológicos que tuvieron lugar durante el ciclo caledoniano, antes de la formación de Pangea, ya que los ciclos orogénicos hercínicos y alpinos han borrado sus huellas en la mayor parte de Iberia.
Durante el Cámbrico las masas continentales aparecen fragmentadas, reconociéndose de forma independiente algunos de los escudos precámbricos. Laurentia (América del Norte y Groenlandia) se localizaba en el ecuador y se encontraba girada unos 90° respecto a la actualidad; Siberia aparecía al sur de ésta, en el trópico, y más al sur , en la zona templada austral, se encontraba el continente de Armórica (Europa septentrional). El resto de las masas continentales modernas estaban agrupadas en un gran continente, Gondwana, que se extendía desde latitudes elevadas del hemisferio austral hasta latitudes elevadas del hemisferio septentrional.

La mayor parte de los autores coinciden en admitir que durante el Ordovícico y el Silúrico existía un océano que separaba dos grandes conjuntos continentales, el conjunto norte, con sus masas emergidas más o menos dispersas y el conjunto sur, Gondwana, que se mantuvieron más o menos estables hasta el Devónico.
En el Devónico, los márgenes pasivos de este océano evolucionaron hacia márgenes activos y se inició un proceso de subducción y acercamiento de las distintas placas, lo que originó el máximo apogeo del ciclo caledoniano, con la formación, entre otras, de la cadena caledoniana, que corresponde a un orógeno de colisión entre masas continentales que deformó los materiales que ocupaban las cuencas situadas entre Laurentia, parte de Armórica y la placa Báltica, pero que no afectó a la antigua Iberia.

La cadena caledoniana será objeto de una gran erosión, constituyendo un dominio identificado como el "continente de la Old Red Sanstone" (Arenisca Roja Antigua). Estos depósitos se formaron en áreas subdesérticas, gracias a la acción del viento en zonas de escasa cobertera vegetal, ya que su latitud se corresponde con la de los desiertos subtropicales.
Posteriormente a la formación y desmantelamiento de estos relieves caledonianos, comienza el ciclo hercínico. Durante el resto del Devónico y el Carbonífero, continua la subducción en el océano que separaba Gondwana del conjunto septentrional, originando el acercamiento progresivo de estas dos grandes masas de tierra, hasta que los bloques continentales chocaron.
La reconstrucción de las masas continentales durante el Carbonífero es un tema muy controvertido. Algunos piensan que se formó un supercontinente distinto y anterior a la Pangea, con ciertas partes de Asia separadas formando continentes insulares; otros opinan que se distinguían tres grandes continentes: en el hemisferio norte Laurentia + Báltica + Armórica y Siberia principalmente y en el hemisferio sur Gondwana.

El ciclo orogénico hercínico culminó en el Pérmico con la formación del orógeno, en un proceso de colisión continente-continente similar al que ha originado el Himalaya. Con la orogenia Hercínica se cerró completamente el océano que separaba las masas de tierra septentrionales y meridionales, de forma que hacia finales del Paleozoico, todas las masas continentales se agruparon formando un único continente, Pangea.

Hay varias hipótesis para explicar la formación del orógeno hercínico en Iberia. Según algunos autores, la disposición paleogeográfica general aceptada para el comienzo del Paleozoico superior, supone que el NO de la península era un núcleo independiente que colisionó sucesivamente con Europa y con Africa. Por el contrario otros sugieren una única zona de subducción que rodearía a la península por el O.
La característica más espectacular del hercínico español es el cambio de dirección (165º) que realiza en el N, la llamada “rodilla astúrica”, que se interpreta como un gran pliegue oroclinal. La situación tectónica más aceptada es la de Dewey-Burke: la Península Ibérica poseía en el Paleozoico superior cierta movilidad, resuelta según dos grandes desgarres situados uno en Francia y el otro desde Coimbra a Córdoba. El movimiento hacia el NO de la zona intermedia se habría resuelto en parte plásticamente, en un pliegue oroclinal.

LA FRAGMENTACIÓN DE PANGEA



A finales del Paleozoico todas las placas continentales estaban agrupadas en una única placa, reconociéndose un gran continente, Pangea, emergido y en parte bordeado por aguas de mares poco profundas (epicontinentales). Pangea ocupaba aproximadamente, la mitad de la superficie terrestre, mientras que la otra mitad estaba ocupada por una placa de corteza oceánica, sobre la que se situaba el océano Pantalasa.
La agrupación de todos los continentes en un único bloque o placa es especialmente inestable, de ahí que muy rápidamente comenzó una importante tectónica de fractura que finalizó con la rotura de Pangea.
Durante el Pérmico y el Triásico se inició un régimen distensivo formándose fallas de desgarre, los denominados desgarres tardihercínicos, algunos de los cuales desempeñaron un papel muy importante en períodos posteriores, así como fallas normales acompañadas de gran actividad ígnea.
Esta actividad tectónica provocó la individualización de cuencas o depresiones en las zonas que bordeaban el Macizo Ibérico, en las cuales se acumularon importantes cantidades de sedimentos que fueron plegados y deformados durante la orogenia alpina, formando algunas de las cadenas de montañas actuales, como los Pirineos y el Sistema Ibérico.

A principios del Jurásico, Pangea comenzó a "romperse" debido a procesos de adelgazamiento litosférico y fracturación que se concentraron en zonas muy estrechas y localizadas, lo que derivó en el comienzo de la fragmentación de este supercontinente en las distintas placas litosféricas que observamos hoy. A nivel global, la fisura entre el norte de África y Norteamérica y la expansión del Tethys dío lugar a la abertura del océano Atlántico Norte. Los continentes meridionales comenzaron a girar y a separarse entre sí, aunque Gondwana iba a separarse más tarde.
Al S de Iberia se localizaba una de las zonas de rotura de litosfera continental, precisamente la que dio lugar a la abertura de la parte central del océano Atlántico. Esta rotura y la consiguiente expansión del suelo oceánico provocó un movimiento relativo de la nueva placa Africana con respecto a Eurasia, de forma que, dejando a Eurasia en una posición fija, África se desplazaba hacia el E. La separación de África respecto a Eurasia creó espacios libres que fueron ocupados por el océano que bordeaba el extremo oriental de Pangea, el Tethys, de forma que este océano fue avanzando hacia el O.

Estos procesos de adelgazamiento litosférico dieron lugar durante el urásico superior - Cretácico inferior a la abertura definitiva del Océano Atlántico Norte. El proceso de expansión del suelo oceánico progresó de S a N, provocando la separación progresiva entre América del Norte y Eurasia, así como el alejamiento de Iberia con respecto al SE de Europa en un movimiento de rotación sinextroso, que originó la abertura del Golfo de Vizcaya y la individualización de Iberia de las grandes placas africana y euroasiática.
Durante el Cretácico inferior y medio tuvo lugar una gran expansión del océano Atlántico, comienza la expansión de Atlántico Sur, lo que originó al inicio de la subducción en el Tethys oriental. Asimismo comienzan en el Cretácico los movimientos compresivos que darán lugar a las cadenas alpinas.
En este contexto, durante el Cretácico superior, la placa Ibérica estaba limitada al O por el margen continental pasivo del Atlántico (situación que se mantendrá hasta la actualidad), al E por la litosfera oceánica del Tetis y al S y N por mares más o menos profundos sobre los que se depositaron los sedimentos que posteriormente serían deformados durante la orogenia alpina.

En el margen N, donde se localizará el futuro Pirineo, existía una cuenca marina que conectaba las aguas del Atlántico con el Tetis. La Península tenía cierta independencia de las grandes placas que la rodeaban, de ahí que se puede considerar como una microplaca que desde finales del Mesozoico y principios del Cenozoico, se movió entre dos grandes placas: la Euroasiática y la Africana.
En el margen S, había una cuenca marina del dominio tetísico con plataforma continental, talud y cuenca oceánica bien desarrollada, donde se depositaron los sedimentos que actualmente constituyen principalmente las Zonas Externas de la Cordillera Bética.
La abertura del Atlántico Norte es un hecho de especial relevancia, puesto que condicionó los movimientos relativos de la placa eurosiática y africana y de una serie de pequeñas placas situadas entre ambas, entre las que se encontraba Iberia. En efecto, el Atlántico Norte se abrió y se fue expandiendo a una velocidad superior al Atlántico central, de forma que, al contrario de los que ocurría en la etapa anterior, Eurasia se separaba más rápidamente de América que África. Esto provocó un cambio en el movimiento relativo de ambas placas de forma que éstas, en vez de separase, iniciaron un movimiento de acercamiento que continúa actualmente.


LA OROGENÍA ALPINA EN LA PENÍNSULA IBÉRICA

La orogenia alpina se desarrolla principalmente desde el Cretácico superior a la actualidad. 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 S de Europa, norte de África, Iberia y Tetis y que marcó el comienzo de la orogenia alpina.
Esta colisión provoca el cierre progresivo del Tetis, 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 S 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 SE de Iberia, se individualizó un bloque continental debido a la fragmentación del margen N de la placa africana. El desplazamiento relativo de este bloque hacia el O 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 S de Iberia y las montañas del Rif y del Tell en el N 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 S 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 S de la Península el desmembramiento de una parte del orógeno bético-rifeño provocó la formación de la cuenca de Alborán.

geologia españa.  arco gibraltar. . A.CRESPO-BLANC, J.C. BALANYÁ, M. COMAS

La apertura del Mediterráneo occidental como tal se inició hace 26 millones de años, y hace unos 15 millones tenía una forma semejante a la actual. Entonces, la conexión entre Atlántico y Mediterráneo se hacía a través de dos corredores o pequeños estrechos. Es el sistema del arco de Gibraltar. Uno de los corredores estaba situado al norte del Rif y, el otro, por el sur de Antequera. Mucho después, hace seis millones de años, ambos corredores se cerraron. Entre las placas de África e Iberia, que siguen estando en constante acercamiento, se encuentran las cordilleras de las zonas béticas y el Rif.

El último acontecimiento importante en la zona, la desecación hace unos 5,5 Ma. 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.

BALEARES


El archipiélago está formado por dos grupos de islas y numerosos islotes: las Gimnesias (Mallorca, Menorca, Cabrera y algunos islotes cercanos como Dragonera,Conejera o la Isla del Aire) y las islas Pitiusas (Ibiza –en catalán y oficialmente Eivissa– y Formentera, junto con los distintos islotes que las rodean, como Espalmador yEspardell).

Presenta una gran diversidad geol´ogica. Las islas Baleares tienen su origen en el plegamiento alpino. Son continuación de las Béticas, excepto Menorca que lo es de los Pirineos. Los más antiguos, del Paleozoico, se encuentran en Menorca, isla que está relacionada con la dirección del plegamiento pirenaico, mientras que el resto del archipiélago está relacionado con el plegamiento béticoEl Mesozoico conforma la mayor parte de los materiales de las islas. Se trata de caliza y dolomías bajo las cuales aparecen margas, arcillas y yesos. La caliza es mayoritaria en las islas. El Cenozoico y los materialescuaternarios están presentes en de manera discontinua.

Mallorca es la mayor de las islas. Tiene 3.640 Km² de superficie y sus costas miden 623 kilómetros. Tiene forma romboidal. Sus costas este y oeste son rectas mientras que la norte y la sur presentan dos profundas bahías. Encontramos gran variedad de paisajes. Se organiza en torno a cinco unidades: la sierra de Tramontana al oeste, a la Plana en el centro y la sierra de Levante al este, y además distinguimos el Raiguer y el Migjorn.

La sierra de Tramontana se extiende paralela a la costa oeste. Tiene una longitud de uno 88 km, con una anchura variable que alcanza los 15 km. Aquí se encuentran las mayores altitudes de Baleares. Gracias a estos protegen a la isla de los vientos dominantes del oeste y del noroeste. Se trata de un relieve plegado de tipo alpino, en el que las calizas dominan casi todo el país, por lo que el relieve cárstico es dominante. Al este de Pollensa (Islas Baleares) el relieve se dispone longitudinalmente formando valles Estos valles se relacionan entre sí por una red debarrancos muy encajados en las líneas de fractura
El Raiguer es un estrecho país que se sitúa entre Palma de Mallorca (Islas Baleares) y Campanet (Islas Baleares), en la vertiente interior de la sierra de Tramontana. Es la transición entre la sierra y el Pla. Se trata de un gran glacis de una altitud de entre 100 y 200 metros construida sobre una fosa que separa la sierra y el Pla.
El Pla en el centro de la isla. Se trata de una gran llanura . El conjunto bascula suavemente sobre la bahía de Alcudia,  el sustrato es calizo y aflora en los bordes  arenas y las dunas.
Las sierras de Levante costa este, con una dirección noreste-suroestena se trata de un macizo calizo plegado de estilo alpino en el que dominan las formas cársticas. Los mantos de corrimiento y las ventanas tectónicas dan al conjunto un aspecto caótico.
El Migjorn (Mediodía), o la Marina, es el sector entra las sierras de Levante y la costa. Se trata de una extensa plataforma de abrasión recubierta, en parte, de materiales cuaternarios.  Predominan los materiales sedimentarios, limos y arenas.
Menorca tEs una isla muy baja, en la que predomina la horizontalidad, pero en la mitad sur se distingue El Migjorn (Mediodía), y en norte la Tramontana. Una falla que diferencia geológica y geográficamente las dos partes de la isla, y transcurre desde Mahón (Islas Baleares) hasta Algairens (Islas Baleares). La Tramontana se caracteriza por sus formas muy erosionadas y un sistema de fallas que articula todo el conjunto. Predominan las margas y arcillas, así como los conglomerados
Ibiza . La isla presenta una serie de pequeñas elevaciones que raramente superan los 400 metros. Predominan las cumbres calizas redondeadas, de formas irregulares, y los valles abiertos, enlazados con las cumbres por glacis. El relieve se articula en dos alineaciones de pliegues orientadas de suroeste a noreste, separadas por un pasillo, que es aprovechado por la carretera de Ibiza a San Antonio. 
Formentera  Predomina la horizontalidad. Podemos distinguir dos plataformas estructurales, una al este de La Mola y otra al oeste.
Cabrera tienen una superficie de 16 Km2, Tiene en sus inmediaciones una serie de islotes que forma un pequeño archipiélago, que toma su nombre. Se trata de las islas de ConejeraPlanaPobraPla y Foradada, y numerosos islotes más.
 las islas de DragoneraColomerFormentor, y otros islotes 
Con modelados que va desde los acantilados de más de 30 metros a las playas arenosas. 

PARA SABER MÁS, VER:

ISLAS CANARIAS

Las Islas Canarias son un conjunto de islas volcánicas del sector NE del Atlántico Central, separado por un estrecho brazo de mar del continente africano. El archipiélago cuenta con siete islas mayores (Tenerife, La Palma, La Gomera, El Hierro, Gran Canaria, Lanzarote y Fuerteventura) y seis islotes (La Graciosa, Alegranza, Montaña Clara, Lobos, Roque del Este y Roque del Oeste). Están orientadas en dirección E-O, situados entre 27º-30º N y 13º-19º O, a sólo 100 km. de la costa del cabo Juby, del Sahara Occidental.

Por su origen y evolución íntimamente relacionados con la apertura y expansión del Atlántico Sur y el margen noroccidental africano, el archipiélago canario no guarda ninguna relación con la evolución geológica de la Península Ibérica. Se trata de las únicas islas volcánicas del territorio español de naturaleza oceánica, que presenta características similares a otras islas oceánicas (islas Madeira, islas de Cabo Verde). Son la única región con vulcanismo activo.

Desde el punto de vista geológico, el archipiélago se encuentra situado en la zona magnética tranquila (ausencia de anomalías magnéticas) del margen pasivo africano. Su substrato es oceánico y se formó al separarse Africa de América a lo largo de un sistema de rift (la actual dorsal medio atlántica). Es un buen ejemplo de vulcanismo oceánico intraplaca de tipo alcalino.

Su origen es controvertido. Se trata de una construcción volcánica edificada a lo largo de una dilatada actividad volcánica con emisiones de diverso tipo. Las islas se encuentran sobre la litosfera oceánica en el contacto entre ésta y la litosfera continental de la placa africana. Se consideran dos hipótesis principales:

Algunos autores favorecen la hipótesis de que su formación se debe a una pluma mantélica o punto caliente sobre el que se habría desplazado el margen africano. 

Otros lo atribuyen a la dinámica de apertura del Atlántico. Durante la orogenía alpina, esta dinámica provoca un acortamiento del margen africano (debido al freno en la velocidad de movimiento de la masa continental africana sin que cesara la apertura del Atlántico) que origina el levantamiento de bloques a través de fallas inversas que facilitan el ascenso de material astenosférico, la generación de magmas y la emisión por centros alineados según las directrices estructurales existentes, que son NE-SO y NO-SE. 

Sea cual sea su origen, el hecho es que son resultado de una situación geodinámica singular, que afecta desde hace 40 Ma a la zona de transición entre la litosfera continental del margen africano y la litosfera oceánica del oceáno Atlántico.


Según criterios geomorfológicos, vulcanológicos y estructurales, las islas se dividen en tres grupos:

  • Islas del este o africanas. Lanzarote y Fuerteventura, cuyas manifestaciones volcánicas subaéreas tienen edades superiores a los 20 Ma.
  • Islas centrales. Gran Canaria, Tenerife y La Gomera.
  • slas del oeste o atlánticas. La Palma y El Hierro, más recientes, con edades que no superan los 3 Ma.


Estructura: Las islas están formadas por dos complejos distintos:

Complejo basal de origen submarino. Constituye la corteza oceánica y está formado por numerosas coladas basálticas superpuestas (pillowlavas), intercaladas con sedimentos oceánicos marinos (turbiditas), que forman la base submarina de las islas y que sólo aflora en la isla de La Palma, Gomera y Fuerteventura. La edad es muy variable de una isla a otra y va del Cretácico inf. al Mioceno medio. Estos complejos están a su vez atravesados por numerosos diques e intrusiones plutónicas máficas y ultramáficas.


Edificios volcánicos de origen subaéreo. Son producto de las erupciones volcánicas que se inician en el Mioceno y continúan en la actualidad y que han ido edificando las distintas islas tal como las vemos hoy. Los edificios volcánicos subaéreos se apoyan sobre los complejos basales con discordancia angular y erosiva.
 

La mayor envergadura de las islas de Tenerife y Gran Canaria podría indicar unas condiciones en profundidad favorables a la generación y ascenso de magmas. Dentro de estas erupciones subaéreas se distinguen dos etapas clara” diferenciadas:

Etapa de tipo fisural. Predominan las efusiones basálticas alcalinas muy voluminosas y la formación de volcanes en escudo. Durante el Mioceno, las erupciones subaéreas, tienen marcado carácter fisural y dan lugar a importantes volúmenes de materiales fluidos que forman en armazón de casi todas las islas (macizos antiguos), con excepción de El Hierro y los islotes que son esencialmente del Cuaternario. Estas estructuras han sufrido por lo general un intenso desmantelamiento.
Etapa de tipo puntual. Adquieren un gran desarrollo los términos intermedios y muy diferenciados y la formación de edificios cónicos típicos. Las manifestaciones volcánicas más recientes son casi todas basálticas y suelen estar bien conservadas formando conos de escorias aislados o agrupados en los denominados “campos de volcanes”, a excepción del estrato-volcán Teide-Pico Viejo que con una altura de 3.718 m se ha formado por el apilamiento de distintas coladas de la Caldera de las Cañadas.

El vulcanismo se mantiene activo en el archipiélado, de forma que en las islas se contabilizan un total de 14 erupciones desde finales del s. XV. Los materiales emitidos en estas erupciones han cubierto amplias superficies, se han canalizado por algunos barrancos y en ocasiones, al alcanzar el mar, han modificado la línea de costa.


Las formas de modelado de las Islas Canarias están influencias principalmente por las estructuras volcánicas, su litología y el clima. La combinación de los distintos factores ha dado lugar a un evolución morfoclimática especial, donde aparecen estructuras como calderas, barrancos, glacis, terrazas, acantilados, etc.

Por otra parte, el modelado litoral es muy intenso, aunque en algunas zonas las erupciones hayan interferido con éste. Las costas aparecen definidas por grandes acantilados labrados sobre antiguos macizos y playas (menos numerosas) que suelen disponerse en la desembocadura de los barrancos, a excepción de las de Lanzarote, Fuerteventura y Gran Canaria, islas en las que la plataforma litoral que las rodea ha permitido la acumulación de arenas de origen marino.

PARA SABER MÁS, VER:

No hay comentarios:

Publicar un comentario