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Deriva continental 23/07/2017Un unico Dios


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

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