EL MAPA LITOLÓGICO.

Los viejos materiales de la España herciniana son, con la excepción de las calizas

carboníferas de Asturias y Sierra Morena, de naturaleza SILÍCEA. Se trata de pizarras,

cuarcitas, gneis, etc cuya composición química da lugar a que los suelos formados a sus

expensas sean de carácter ácido. En cuanto a su naturaleza física, se caracterizan por su relativa

impermeabilidad, pero su respuesta ante la acción erosiva es variada. Los granitos, en las

altitudes medias y bajas se disgregan con facilidad y dan lugar a suelos arenosos entre los que

emergen caos de bloques redondeados (Berrocales), pues las aguas que se infiltran por sus

grietas o diaclasas individualizan tal suerte de monolitos. Las pizarras son fácilmente

erosionables y en ellas se han excavado los valles, mientras que las cuarcitas, más resistentes,

quedan realzadas formando crestones. Des este modo se han formado relieves invertidos o

apalachianos, discordantes con la estructura de los pliegues. La España silícea, coincide

aproximadamente con las penillanuras occidentales, las sierras interiores y el borde meridional

(Sierra Morena), de la Meseta, pero presenta importantes enclaves en el Pirineo, en las

cordilleras Costeras catalanas, en las sierra Penibéticas y en los macizos paleozoicos del sistema

Ibérico.

LA ESPAÑA CALIZA coincide casi exactamente con las cordilleras alpinas.

Químicamente, la roca caliza es básica y muy sensible a la acción corrosiva del gas carbónico

disuelto en el agua; físicamente, es una roca dura pero permeable. Como consecuencia de sus

características físicas y químicas, el relieve y las condiciones ecológicas de las áreas calizas son

muy peculiares y, en general, poco favorables. En primer lugar, la erosión fluvial corta casi

perpendicularmente los estratos calizos abriendo cañones u hoces profundas, casi intransitables,

con lo cual los valles son poco aptos para el poblamiento y la circulación. En segundo lugar, los

suelos que se forman a sus expensas son escasos, delgados y más secos de lo previsible a causa

de la porosidad de la roca. Por último, la erosión en estos terrenos da lugar a un rico repertorio

de formas singulares (modelado kárstico) tanto en superficie (lapiaz, dolinas, poljés), como en

profundidad (simas, grutas...) Donde los estratos calizos aparecen poco plegados se forma un

relieve de muelas de paredes casi verticales, separadas por valles profundos, estrechos y

laberínticos. La difícil topografía de la montaña caliza da lugar a que, salvo excepciones, los

terrenos hispanos de este tipo figuren entre los menos poblados y accesibles. La mayor parte de

las rocas calizas de España son mesozoicas, pero en el sector astur encontramos calizas

carboníferas (paleozoicas) en las que se han labrados los paisajes kásrticos más espectaculares

de España (Picos de Europa).

LA ESPAÑA ARCILLOSA es la de las grandes cuencas sedimentarias de la Meseta,

del Ebro y del Guadalquivir y de las llanuras litorales. Coincide aproximadamente con la

España constituida pro materiales terciarios y cuaternarios, pero no exactamente, pues en

dichas cuencas no faltan estratos calizos que por su dureza afloran como cobertera de los

páramos y éstos pueden ocupar vastas extensiones. Tampoco son raros los sectores yesosos en

algunas de las depresiones. Las arcillas son blandas e impermeables y eminentemente ácidas. Si

las condiciones pluviométricas son buenas dan lugar a excelentes suelos, pero en ámbitos

áridos, como es el caso de las depresiones interiores, pueden dar lugar a paisajes abarrancados y

también palustres (lagunas endorreicas), como en La Mancha. En principio la España arcillosa

debería ser la más favorable para el poblamiento y la agricultura pero, lamentablemente, a

excepción de la depresión del Guadalquivir y de las llanuras litorales, las grandes superficies

arcillosas son continentales y, por tanto, frías en invierno y resecas en verano. En la depresión

del Ebro y en sectores de las cuencas meseteñas existen grandes áreas abarrancadas y

esteparias de muy escaso valor agrario (Monegrós, Bárdenas).

EL RELIEVE ESPAÑOL.

El territorio español está integrado por un amplio y variado conjunto de montañas, mesetas y

llanuras labradas sobre rocas muy distintas pertenecientes a diversas Eras geológicas, que han

sufrido una larga y compleja evolución con el paso del tiempo (Ver apuntes sobre la “Evolución

geomorfológica de España”). Los terrenos que afloran en España pueden ser agrupados en

varios conjunto geológicos entre los que, esquemáticamente destacan:

materiales muy antiguos de edad precámbrica o arcaica afectados y desfigurados

por orogenias anteriores al Primario.

Regiones paleozoicas constituidas por terrenos del Primario (Cámbrico, Ordovícico,

Silúrico, etc.) deformadas a finales de los tiempos primarios (Carbonífero..) por la

orogenia hercínica.

Territorios integrados por roquedos y estratos de edad Secundaria y del Terciario

pliegados y dislocados por la orogenia alpina (Terciario medio).

Áreas constituidas por terrenos de distintas edades, apenas deformados o no

afectados por las orogenia alpina, asociados fundamentalmente a estratos

sedimentados con posterioridad a la etapa tectónica más violenta de esta orogenia.

Estos dominios geológicos se disponen en una placa litosférica de modestas

dimensiones, denominada placa ibérica. Presenta estructuralmente un núcleo o zócalo

(macizo hespérico o ibérico), formado por rocas muy antiguas (Precámbrico, y sobre

todo del Primario), engendrado por la orogenia hercínica. Con el paso del tiempo, este

núcleo ha ido incorporando terrenos de edades más modernas (Secundario y Terciario...)

LAS GRANDES UNIDADES MORFOESTRUCTURALES ESPAÑOLAS

(Ver esquema resumen)

Unidades morfoestructurales de la Meseta:

o El zócalo poligénico en las penillaruras del Oeste y Galicia

o Las Cuencas interiores: Duero, Tajo y Guadiana

o Los Sistemas montañosos interiores: Sistema Central, Sist. Galaico-leonés

Bordes montañosos de la Meseta:

o Borde Cantábrico: Cordillera Cantábrica y Montes Vascos

o Borde Ibérico: La Demanda, Cuenca Soria-Urbión, Fosa Calatayud-Teruel,

Área de Albarracín, Maestrazgo.

o Borde Meridional: Sierra Morena

Unidades exteriores:

o Depresiones: Guadalquivir o Bética, del Ebro o ibérica, Valenciana.

o Sistemas montañosos: Pirineos, Béticas, Costero-catalanas

Las Islas:

o Las Baleares: Mallorca y Menorca

o Las Canarias

1.- UNIDADES MORFOESTRUCTURALES DE LA MESETA:

Este gran conjunto hercínico, que constituye el embrión de la placa ibérica, integra los

relieves asociados al antiguo macizo ibérico o hespérico, del que forma parte el territorio de la

Meseta española y que se subdivide en dos grandes subunidades: EL MACIZO IBÉRICO

SEPTENTRIONAL y EL MERIDIONAL.

Sobre el primero se alzan: el macizo galaico, las montañas del NW castellano y la

Penillanura de Zamora y Salamanca, las sierra paleozoicas del límite galaico-astur y las

montañas asturianas junto a los Picos de Europa.

A.- GALICIA:

Ubicado en el extremo NW del macizo ibérico, el macizo galaico está formado

por rocas muy antiguas, de tipo granitoide y metamórfico, que se generaron en varias etapas de

los tiempos PRECÁMBRICO y HERCÍNICO. Hacia oriente, estas litologías se encuentran

limitadas por los estratos de pizarras y de cuarcitas cámbricas y silúricas que se asocien a las

sierras paleozoicas próximas al valle del Alto Miño.

Desde el punto de vista morfológico, el solar gallego presenta un típico RELIEVE

GERMÁNICO, en el que se conjugan bloques montañosos (horst) y hundidos (graben)

originados por la fracturación de la orogenia alpina. Acompañan a estos elementos

morfoestructurales:

extensas penillanuras con algunos relieves residuales esculpidos por la erosión

diferencial

superficies planas asociadas a los rellenos sedimentarios de edad terciaria que

rellenan las cuencas

un modelado fluvial en el que los ríos han excavado sus valles.

Esquemáticamente, las unidades de relieve que conforman Galicia, de este a oeste, son:

- El conjunto de montañas de Galicia oriental y orensanas asociadas

a la vertiente occidental de las montañas castellano leonesas.

Destacan en él los bloques elevados por fallas de edad alpina de

Segundera (2.045m), Cabrera (2.021m) y sierra del Teleno (2.185).

- El sistema de cubetas y depresiones rellenas por sedimentos

terciarios (Monforte, As Pontes de García Rodríguez,etc.)

- La penillanura gallega (Chantada y Santiago) cuya superficie plana

ha sido labrada por una prolongada acción erosiva sobre el roquedo.

Sobre ella se alzan algunos relieves residuales, como la sierra de

Faro (1.171m).

- El bloque occidental o costero basculado hacia el Atlántico y

dislocado por un conjunto de fracturas en las que se han ubicado las

famosas rías gallegas del oeste.

B.- LAS PENILLANURAS:

Se corresponden con zonas de zócalo “poligénico”, en las tierras occidentales de

Zamora y Salamanca que muestran una extensa y ondulada llanura labrada sobre rocas

hercínicas (granitos y pizarras); se trata de una penillanura originada por el desarrollo de

diversas etapas de aplanamiento sobre el zócalo de este sector, que ha estado siempre emergido

desde finales del Paleozoico. Estas penillanuras podemos clasificarlas en tres tipos según el

material predominante sobre el que se asientan:

1.- Sobre material granítico: en la comarca de los Arribes del Duero, esta plataforma

erosiva ha sido bruscamente incidida por los cauces del Duero, Tormes y afluentes que han

excavado profundos y encajados valles, en los que se emplazan grandes presas hidroeléctricas

2.- Sobre pizarras: sobre su topografía destacan algunos relieves residuales y pequeños

resaltes, las llamadas “uñas del diablo”.

3.-Sobre material alternante (cuarcita, pizarra o granito) se produce por erosión

diferencial relieves del tipo apalachiense, similares a los que vemos en los Montes de Toledo,

como es el caso de la Sierra Culebra (1.243 m), donde se han resaltado los afloramientos de

rocas resistentes (cuarcitas) y ha excavado las depresiones y los valles allí donde asomaban

importantes espesores de rocas blandas (pizarras).

C.- LOS SITEMAS MONTAÑOSOS INTERIORES:

1.- Las montañas del ángulo castellano-galaico: muestran una estructura de bloques que

se alzan hasta los 2000 m. Están formados por rocas paleozoicas (granitos, cuarcitas y pizarras,

así como rocas metamórficas) que fueron fracturas por la orogenia alpina. Se distinguen tres

direcciones tectónicas: un, NS (Segundera: 2.045m); otra OE (La Cabrera: 2.1224m) y

finalmente,. NO-SE (sierra del Teleno: 2.185m). Sus cimas ofrecen una morfología plana,

resultado del arrasamiento que efectuaron antiguas superficies de erosión y han sido retocadas,

en el Cuaternario reciente, por la acción del hielo y los glaciares.

2.- El macizo asturiano: se dispone sobre un espeso roquedo paleozoico que se prolonga

por el este hacia los alrededores de Llanes, y constituye un enérgico relieve muy compacto y

compartimentado por un conjunto de fosas tectónicas alineadas de este a oeste, y por cuencas

fluviales de trazado NS. Por su posición geoestructural, se trata de una porción del macizo

ibérico ubicado en el borde de una cadena de plegamiento alpino compuesta por los Pirineos,

los montes Vacos y las montañas cántabras.

En este dominio pueden distinguirse de norte a sur los siguientes elementos

morfoestructurales:

a) El conjunto de sierras litorales. Destaca la sierra del Cuera (1.315m), con un

intenso modelado Kárstico y cuyo relieve queda delimitado hacia la costa

por una serie de fallas.

b) El surco prelitoral. Lo integran varias cubetas tectónicas, de dirección EO;

entre ellas la depresión de Cangas de Onís, la fosa de Oviedo y la cubeta de

Rebollada.

c) Los Picos de Europa. Relieve tectónico constituido por las “calizas de

montaña”, de edad carbonífera; su elevada configuración está determinada

tanto por su carácter de horst tectónico como también por la naturaleza de

su roquedo. Como formas de modelado que retocan enérgicamente su

relieve hay que citar las de origen kárstico (“Jous”), las de origen glaciar

(circos y valles, como los del Duje) y periglarciar, y las impresionantes

gargantas fluviales labradas por los ríos Deva, Cares y Sella.

d) Las cuencas intramontañosas. Su génesis ha estado motivada por el intenso

vaciado erosivo que se ha registrado en estos parajes. Entre ellas cabe citar

las depresiones de la Liébana y Valdeón.

e) Las sierras meridionales. Constituidas por Peña Prieta y Sierra de

Curavacas, así como por las alineaciones calizas occidentales de Mampodre

y Coriscao. Más al este se encuentra Peña Labra (2.018 m); al sur las sierras

de Brezo y Peña Corada.

f) Las sierras del occidente asturiano. Forman parte de una macroestructura

denominada a principios de siglo “La Rodilla Astúrica”. Se incluyen en ella

un conjunto de sierras constituidas por estratos de Paleozoico inferior y

litologías de cuarcitas y pizarras. Tectónicamente, se organizan en pliegues

de dirección NS, que se adaptan luego a una orientación E-O. Estas

estructuras fueron arrasadas por la erosión durante el Mesozoico y

dislocadas por fracturas con ocasión de la orogenia alpina. Hoy muestran un

típico relieve apalachiano.

3.- El Sistema Central. Sus enérgicos relieves se alzan a más de 2.000 m. – Somosierra

(2.250m), Guadarrama (2.430 m), Gredos (2.592) y sierra de Béjar (2.401 m) en el centro del

antiguo macizo ibérico al que fragmenta en dos compartimentos: el septentrional y el

meridional.

Geológicamente, está constituido por roquedos PREHERCÍNICOS, pero sobre todo por

materiales HERCÍNICOS (granitos, genises, cuarcitas, pizarras). Acompañan a estas litologías

afloramientos calizos de arenas que se alojan en algunas depresiones internas; son de edad

mesozoica y se asocian a la transgresión cretácica que se registró en su sector oriental.

Todos estos materiales fueron dislocados por la orogenia alpina, que es responsable de

la dirección general NNE-SSO y de la morfología que presenta este sistema montañoso. Ésta se

organiza en un conjunto de BLOQUES FALLADOS, unos levantados (HORST) y otros

hundidos (GRABEN). El conjunto se dispone en tres unidades: Somosierra, Guadarrama y

Gredos (sobre la fosa del Tiétar), donde encontramos el macizo de mayor altitud (Pico

Almanzor, 2.592 m) y mayor huella de acción glaciar cuaternaria y las Sierras Occidentales

(Peña de Francia y Gata).

4.- Los Montes de Toledo. En el macizo ibérico MERIDIONAL, se corresponden con un

conjunto de alineaciones serranas, muy compartimentadas y de modesta altitud, orientadas de

O-E, que se disponen entre las cuencas del Tajo, al norte, y la del Guadiana, al sur. Integran

esta unidad los macizos extremeños de Las Villuercas y de Guadalupe (donde este sistema

montañoso alcanza la altura máxima: 1.603 m) y los relieves, ya en Castilla-La Mancha, del

macizo de Rocigalgo (1.447 m) y Corral de Cantos (1.430 m). GEOLÓGICAMENTE, los

Montes de Toledo están formados por rocas muy antiguas (cuarcitas, pizarras y calizas

primarias) plegadas por la orogenia HERCÍNICA. Desde el punto de vista Geomorfológico, la

erosión diferencial ha modelado los relieves, de tipo apalachiano, que presentan los montes de

Toledo. Sus procesos han respetado las capas cuarcíticas, muy duras y resistentes, mientras que

se han cebado en los bancos de pizarras labrando en ellas las principales depresiones.

También es de destacar la existencia de importantes rampas al pie de los relieves

cubiertas por “RAÑAS”, elaboradas principalmente a finales del Terciario (Villafranquiense).

Al sur de los Montes de Toledo se entra en el Campo de Calatrava que comparte con

ellos idénticos roquedales y una evolución similar, pero que cuenta con un elemento

diferenciador: la presencia de una notable actividad VOLCÁNICA, en los tiempos terciarios,

que ha dado lugar a una gran cantidad de cráteres y conos volcánicos.

Al oeste de ambas unidades se halla la MESETA EXTREMEÑA, una amplia superficie

ubicada entre 300 – 500 m totalmente arrasada por la erosión y sobre la que se alzan algunos

relieves residuales (sierra de Montánchez, San Pedro y San Mamede: 1.025 m). En algunas

zonas, el zócalo se deprime suavemente y sus roquedos son cubiertos por materiales detríticos

de edad Terciaria (arcillas), como en La Tierra de Barros y llanadas de la Serena.

D.- LAS CUENCAS INTERIORES:

Se corresponden con grandes sectores que fueron deprimidos por la orogenia alpina.

Estas cuencas sedimentarias fueron colmatadas por materiales terciarios liberados por la erosión

en las áreas de montaña; se acumularon en distintos ambientes sedimentarios, y en su mayor

parte, con posterioridad a las fases más activas de la orogenia alpina. De aquí que, por lo

general, la disposición de sus capas sea horizontal o subhorizontal. Este hecho va a ocasionar

que los paisajes de este dominio se resuelvan a modo de RELIEVES TABULARES cuya

morfología será decidida por los roquedos que los formen y sobre todo por el grado de incisión

y excavación de la rede hidrográfica durante el Cuaternario (Duero, Tajo, Guadiana...)

1.- LA CUENCA DEL DUERO: llanuras escalonadas a diferentes alturas y que se

labran sobre los materiales terciarios (arcillas, margas, calizas ...) que rellenan esta cuenca

sedimentaria. La MORFOLOGÍA actual está condicionada por la disposición horizontal de las

capas, su diversidad litológica y la acción de incisión y ensanchamiento de valles dirigida por

el Duero y sus afluentes (TERRAZAS FLUVIALES) . Así en las proximidades de las montañas

que bordean la cuenca del Duero, existen PÁRAMOS formados sobre materiales detríticos

terciarios o sobre RAÑAS que han sido cortadas por la red del Esla (PÁRAMO LEONÉS) y del

Pisuerga (PÁRAMO PALENTINO); los páramos calizos (Montes Torozos) se instalan en el

centro de la depresión y se alzan de modo destacado sobres las suaves y llanas CAMPIÑAS de

los valles (Tierra de Campos, Tierra del Vino...).

2.- LA CUENCA DEL TAJO: ofrece una mayor complejidad geológica. Su basamento

paleozoico se hunda a pocos Km al norte de Madrid y a escasa distancia de la gran falla que

separa el Sistema Central de la cuenca que se encuentra a más de 2.000 m de profundidad; por

el flanco este, se alza el umbral mesozoico de la Sierra de Altomira, que con una dirección NS

divide la cuenca del Tajo en dos sectores. Desde el punto de vista GEOMORFOLÓGICO

presenta semejanzas con la cuenca del Duero: en su sector central y oriental se encuentran los

PÁRAMOS ALCARREÑOS (La Alcarria) cortados e incididos por la red del Tajo. Más al

norte del Henares aparecen rampas cubiertas por RAÑAS, también encajadas por los valles de

sus afluentes. Finalmente, al sur de los Montes de Toledo se encuentra la DEPRESIÓN

MANCHEGA, llanura sin apenas accidentes cuya morfología de tabla está ocasionada por la

nula eficacia erosiva de la red del río Guadiana. Aquí son frecuentes los fenómenos kársticos

que propician las circulación hídrica subterránea que aflora en ocasiones (Lagunas de Ruidera).

2.- BORDES MONTAÑOSOS DE LA MESETA.

A.- EL BORDE CANTÁBRICO (Montañas cantábricas y montes vascos):

Se asientan en el borde norte (ACTIVO) del macizo ibérico y están formados por

MATERIALES MESOZOICOS (CRETÁCICO) que alcanzan en algunos puntos de este

dominio un espesor considerable. Se caracterizan por la ausencia total de metamorfismo de edad

alpina y por presentar unas estructuras tectónicas poco complejas.

En la MONTAÑA CANTÁBRICA, su tramo occidental enlaza con el elevado

macizo paleozoico de Asturias, que se hunde progresivamente hacia el este,

sepultado bajo la sedimentación del Mesozoico. Así en función de la profundidad a

la que se encuentre el zócalo puede distinguirse un sector occidental (con pliegues,

mantos de corrimiento y fallas) y un sector oriental en el que sólo predominan los

pliegues suaves y laxos.

De norte a sur pueden diferenciarse, por un lado, las SIERRAS COSTERAS (cuyas

cimas se localizan a unos 300 m (con calizas y margas) y por otro, la MONTAÑA

MERIDIONAL con relieves enérgicos (Peña Labra: 2.018 m; Valnera 1.707 m, con

cuarcitas y calizas donde se producen fenómenos KÁRSTICOS) que constituyen un

importante núcleo de dispersión hidrográfica (cabecera del Ebro, de los afluentes

del Pisuerga y de los ríos cántabros) y en cuyas cimas se advierten las huellas de la

actividad glaciar cuaternaria. Durante del Plioceno el encajamiento de la red fluvial

sobre unas estructuras de relieve de dirección W-E, en dirección Sur – Norte

provocó la aparición de grandes hoces y valles.

LOS MONTES VASCOS sirven de eslabón de enlace entre los Pirineos y la

montaña cantábrica. Sin embargo, sus relieves ofrecen una morfología

relativamente suave y no sobrepasan los 1.600 m (Aitzgorri, 1.544m, Peña Gorbea,

1.475m, y Aralar 1427). Están formados por CALIZAS del SECUNDARIO y

espesas masas de Flysch del TERCIARIO inferior que fosilizan un zócalo, de nuevo

hundido a gran profundidad, que sólo asoma en el macizo de Cinco Villas (Irún).

Con la orogenia alpina, estos potentes estratos se deformaron en pliegues,

generalmente regulares y sencillos. MORFOLÓGICAMENTE, los Montes Vascos

están configurados por varias alineaciones de sierras de corto trazado longitudinal y

paralelo a la costa y por la disposición perpendicular de numerosos valles que van a

desembocar al mar Cantábrico.

B.- EL BORDE IBÉRICO:

En el borde ibérico no hay una verdadera continuidad, sus relieves se prolongan

a lo largo de 400 Km por el borde ORIENTAL de la Mesata. Se extienden con una

dirección NO-SE, desde la sierra de la Demanda hasta levante, donde entra en contacto

con las alineaciones Béticas.

La ESTRUCTURA GEOLÓGICA evidencia todos los rasgos típicos de una

cordillera intermedia al adaptarse de modo muy nítido la cobertera mesozoica a las

deformaciones del zócalo. Abundan los pliegues, las fallas inversas y pequeños

cabalgamientos, en los que juegan un papel fundamental los materiales del Trias

superior (yesos, arcillas).

Entre los elementos MORFOESTRUCTURALES encontramos elementos de

zócalo levantado; de cobertera sobre zócalo y cuencas sedimentarias más o menos

tectonizadas. Todos estos elementos morfoestructurales ofrecen todos un hecho común:

la planitud de sus cimas labradas por superficies de erosión. Destacan los macizos del

Moncayo (2.316 m), La Demanda (2.256 m), Urbión (2.235 m), Sierra de Albarracín

(1.855m), Javalambre (2.020 m), Gúdar (2.024 m) ... Entre los tipos de morfoestructuras

cabe reseñar:

La “Cuenca de Cantabria”: de tectonizción débil, con sedimetación desde el

Triásico hasta el Terciario. Aparecen al norte relieves de CRESTAS

MONOCLINALES (Orduña), con materiales calizos del Turoniense y Santoniense

_ Cretácico superior -; al pie de estos relieves aparecen grandes ANTICLINALES y

SINCLINALES de amplio radio (Villarcayo); más hacia el sur fenómenos

DIAPÍRICOS (eyectivos, en la zona de Tesla); más hacia el SE pliegues apretados

en la zona de Las Loras. La erosión diferencial ha dado como resultado la aparición

de COMBES sobre los materiales blandos y CRESTAS y ANTICLINALES

DESVENTRADOS en materiales más rígidos.

La Demanda y la Tierra de Cameros : Afloramientos primarios (Cámbrico –

Silúricos, de unos 500 millones de años, con materiales cristalinos, como Pizarras

y Cuarcitas. El relieve fundamental de la Demanda podemos describirlo como un

“domo” fallado en su centro por el río Najerilla, en lo que se denomina la Depresión

central de la Demanda . Estos roquedos fueron afectados por la orogenia hercínica

y sus líneas de fracturación NO-SE tendrán luego gran influencia en la organización

del relieve al ser reactivadas por la orogenia alpina. En algunas cumbres existen

circos de origen glaciar y manifestaciones periglaciares del Cuaternario

(gelifracción...). También aprecen RELIEVES INVERTIDOS (sinclinales colgados

en las zonas de Carazo y San Carlos).

La Cuenca Soria – Urbión: con depósitos del Cretácico inferior y el Jurásico

superior. Aparecen sierras constituidas por capas mesozoicas entre las que abundan

las CALIZAS y DOLOMÍAS de origen marino; éstas han sido plegadas en el

Alpino en una sucesión de anticlinales y sinclinales que fueron arrasados

posteriormente. Estos arrasamientos han favorecido la ubicación de un

MODELADO KÁRSTICO (poljés, dolinas, hoces, “ciudades encantadas”) y

depósitos ALUVIALES.

Fosa Calatayud-Daroca - Teruel: depresión estructural de origen tectónico

formada por dos bloques levantados (Sierra de Ateca y Sierra de la Virgen) con una

depresión central colmatada por materiales terciarios.

Área de Albarracín: RELIEVE SAJÓNICO (Cobertera que traduce las

dislocaciones del zócalo). Aparecen elementos del zócalo en los Montes

Universales y el área de Albarracín con cuarcitas y pizarras; relieves invertidos en

el área de Sigüenza y grandes superficies de erosión en la Paramera de Molina de

Aragón.

El Maestrazgo: macizo tectonizado con intensidad en forma de pliegues de grandes

dimensiones con materiales sedimentarios del Cretácico inferior. Enlaza ya en

límite de la provincia de Valencia con el macizo de Javalambre.

C.- EL BORDE MERIDIONAL:

SIERRA MORENA constituye el reborde geológico y geomorfológico meridional de la

Meseta. Esta unidad está compuesta por capas PALEOZOICAS ( Cuarcitas, pizarras y calizas) y

rocas de procedencia magmática. El zócalo de la Meseta se hundió progresivamente a gran

profundidad hacia el sur, conformando la depresión del Guadalquivir; ello explica el carácter

disimétrico que presentan las laderas de esta unidad: en la vertiente norte, los relieves asociados

a Sierra Morena apenas se alzan sobre el dominio de la Meseta, mientras que la meridional,

hacia el valle del Guadalquivir, ofrece un brusco escalón, cuyo desnivel respecto a las tierras

andaluzas puede ser cercano a los 1.000 m. Se ha interpretado como una gigantesca falla , pero

parece que se trata de una gran flexión fracturada en muchos puntos, que se produjo por el

empuje desde el sur al levantarse las cordilleras béticas.

Los relieves que componen Sierra Morena han sido en muchos casos esculpidos por la

erosión diferencial (sector granítico de los Pedroches, en las sierras cuarcíticas alcudienses)

dando lugar al RELIEVE APALACHENSE (el mejor de la Península Ibérica). Estas montañas

no son elevadas pero resulta difícil de transitar por ellas debido a su anchura variable (40 – 80

km) y sobre todo a la inexistencia de valles transversales que la atraviesen. El paso más

importante que comunica la Submeseta sur con Andalucía es el de Despeñaperros . Es

importante señalar la riqueza en yacimientos metálicos (Riotinto, Linares, Peñarroya ...).

En algunos casos se suele hablar de un Borde occidental de la Meseta, que comprendería la

depresión del Sado – Tajo, con material más homogéneo.

3.- UNIDADES MORFOESTRUCTURALES EXTERIORES A LA MESETA.

3.1. DEPRESIONES EXTERIORES:

En la península hay dos grandes y extensas zonas hundidas entre terrenos más elevados

que forman las depresiones del Ebro y del Guadalquivir. A pesar de sus particularidades ambas

compartes características semejantes:

ambas son depresiones antealpinas

de forma “triangular” y

rellenas de sedimentos terciarios.

3.1.1. DEPRESIÓN DEL EBRO ( IBÉRICA):

Está limitada al norte por los Pirineos, al sur por la cordillera Ibérica y al este

por las Costeras Catalana. Su historia geológica está vinculada a la orogenia alpina, con

la particularidad de que durante ella se invirtió la situación de la zona: el macizo del

Ebro fue hundiéndose mientras surgían los relieves alpinos que lo convertían en un mar

interior (Eoceno) y luego en una depresión endorreica (Oligoceno-Mioceno) hasta que

el Ebro se abre paso hacia el Mediterráneo (Plioceno).

La Depresión está compuesta por los siguientes materiales: conglomerados,

areniscas, margas, yesos y calizas y se distribuyen en función de su tamaño, quedando

los más gruesos en los píes de la serranía, a continuación las rocas detríticas y en el

centro los materiales de origen químico (yesos, calizas y sales). La zona pasa a ser

exorreica cuando el río Ebro atraviesa la Cordillera Prelitoral Catalana debido a un

fenómeno de sobreimpresión a finales del Mioceno o principios de Plioceno.

FORMAS DE RELIEVE

Se gestan a partir del momento en que este río se abre paso hacia el Mediterráneo y comienza a encauzarse sobre materiales poco consistentes del Terciario. Las unidades de relieve son las siguientes:

Somontano pirenaico

Se extiende por la margen izquierda del Ebro, se inicia en una altitud de 800 m y desciende hasta los 300. Su máximo desarrollo está en el tramo central y tanto hacia el oeste como hacia el noroeste desaparece por una serie de pliegues arrumbada en dirección NO-SE. De N a S las primeras formas de relieve que aparecen son los mallos, los más famosos son los de Riglos pero los hay en todo el frente sur de las sierras Exteriores, donde los ríos acumulan potentes conos de deyección. Otra actividad de los ríos fue horadar los materiales blandos del somontano y así se formaron las hoyas. Hasta alcanzar las muelas sureñas, han excavado las depresiones de las Cinco Villas, de Almudébar y de Sariñena.

La Depresión Central Catalana es un réplica del somontano pirenaico pero aquí tiene un desarrollo espectacular porque se trata de los pudingos monserratinos que han originado las serranías de Montserrat y Sant Norma de Munt en la Prelitoral Catalana, Comiols a la salida del Prepirineo Leridano y Berga a las del Barcelonés.

Somontano ibérico

Tiene un desarrollo mucho menos que el pirenaico por la cercanía de la Cordillera Ibérica al eje del valle. Sus formas son más sencillas debido a la ausencia de una red fluvial que intensifique la erosión sobre los materiales fluviales. Al O hay casos similares a los mallos norteños, unos sobre terrenos calizos y otros sobre sílices

Las muelas

Son relieves estructurales amesetados originados por la erosión diferencial. Las margas al ser menos resistentes que las calizas hacen que éstas sirvan de

tapadera. Las más destacables son entre otras: Plana de la Negra, el Castellar, Los Monegros, etc. Todas oscilan entre 600 y 800 m adquiriendo un aspecto montañoso.

Terrazas y glacis cuaternarios

La terraza es una forma de erosión fluvial de superficie plana y con un resalte abrupto hacia el cauce del río. Su origen es del Cuaternario y guarda relación con períodos lluviosos.

Glacis son superficies detríticas de escasa pendiente al pie de las estribaciones,

frente a las terrazas muestran grandes contrates. Existen en los somontanos

pirenaico e ibérico y a las muelas centrales.

3.1.2. DEPRESIÓN DEL GUADALQUIVIR (BÉTICA):

Limitada al N por Sierra Morena y al sur por la Cordillera Bética, la base NO-SE tiene una longitud de 170 Km y 330 la altura SO-NE. Su aparición forma parte de la orogenia alpina que elevó los materiales acumulados en el geosinclinal. Entre la cordillera Bética y el zócalo paleozoico Sierra Morena se instala un brazo de mar cuyos sedimentos van hundiéndose en la desembocadura del Guadiana. En esta depresión podemos distinguir las siguientes unidades de relieve:

LOMA DE ÚBEDA Y CAMPIÑA DEL NE

Es un interfluvio mioceno erosionado al N por el Guadiana y por las del Guadalquivir al S. Las campiñas del NE son materiales terciarios, se presentan como elevadas mesas.

LAS CAMPIÑAS CENTRALES

Están moldeadas sobre materiales arcillosos pero consistentes pero fértiles y los materiales calizos que aparecen dan lugar a cerros testigos. Las terrazas se sitúan en la margen izquierda del Guadalquivir y adquieren un gran desarrollo en tierras cordobesas.

LAS MARISMAS Y LA COSTA

Las tierras al S de Sevilla son de una planitud casi absoluta. Es el dominio de las marismas del Guadalquivir que ocupan una superficie de 2.000 Km

2 y se hallan en

rápido retroceso, colmatadas por los sedimentos fluviales. Las aguas marinas, con salinidad superior a lo normal, circulan por la zona a través de conductos de entrada (esteros) y salida (caños). La costa se caracteriza por hallarse en pleno dinamismo, con unos tramos donde el mar produce flechas litorales.

3.1.3. DEPRESIÓN VALENCIANA:

En la confluencia de las Béticas y el Borde Ibérico aparece una depresión de menor tamaño e importancia que las anteriores. Está rellenas de materiales miocénicos y cuaternarios y su máximo exponente es la Albufera valenciana (terreno ganado al mar). El relieve esta formado por terrenos de Campiña y zonas acarcavadas.

3.2. CORDILLERAS ALPINAS EXTERIORES:

Dentro del dominio geoestructural alpino este dominio se inserta en el borde más occidental del gran geosinclinal alpino que se extendía, a principios del Terciario desde Europa (Alpes...) hasta los confines de Asia (Himalaya). Está integrado por capas mesozoicas sedimentadas generalmente, en ambientes marinos más o menos profundos y del Terciario, a las que se incorporan notables extensiones compuestas por rocas paleozoicas. Tectónicamente, estos materiales se encuentran plegados o involucrados de un modo muy violento por la orogenia alpina.

Tanto los Pirineos como las Béticas presentan una serie de características comunes: son cadenas generadas por el plegamiento alpino o encuentro de placas; de intensa tectonización y con una estructura similar ( zona axial, depresiones internas y relieves antealpinos – Prepirineos y Subbéticas -).

3.2.1. LOS PIRINEOS:

Los Pirineos, de orientación O-E, se extienden desde el golfo de Vizcaya hasta el mar Mediterráneo. Sur relieves agrestes y vigorosos, que alcanzan altitudes superiores a los 3.000 m (Aneto: 3.404 m; Monte Perdido: 3.355 m) constituyen una barrera montañosa y bioclimática que separa la cuenca francesa de Aquitania y la cuenca del Ebro, al sur.

El origen de esta cordillera debe vincularse a la serie de esfuerzos tectónicos que tuvieron lugar en el Terciario, durante los llamandos “plegamientos alpídicos” ( o alpinos), que se iniciaron hace 65 millones de años y produjeron sus últimos espasmos hace tan sólo 12 millones. (La fase pirenaica se desarrolló entre el Eoceno y el Oligoceno, es decir, entre hace 50 y 37 millones de años). Pero ¿cómo surgieron? El punto de partida, en el que todos los expertos coinciden, es el de la existencia de un zócalo de rocas cristalinas supervivientes de la orogenia herciniana (producida hace 300 millones de años), cubierto por sedimentos de la era secundaria. Sobre esta conjunto original habría actuado el plegamiento alpino. Así el antiguo zócalo (dividido en bloques) se fue dislocando y rellenando por depósitos que se adaptaban a las nuevas fracturas según su plasticidad. A finales del Eoceno (hace 40 millones de años) se levantará el primitivo basamento cristalino. Así se conformó la zona axial, el corazón de la cadena. Los materiales sedimentarios se deslizaron pro ambos costados, formando una orla al norte y al sur del eje central.

Los Pirineos pueden dividirse en varias subunidades morfoestructurales, organizadas en bandas longitudinales. De norte a sur se distinguen:

PIRINEO AXIAL

Su configuración es una consecuencia de la orogenia alpina y de la acción de los hielos cuaternarios. Recibe esta denominación el núcleo central donde se registran las mayores alturas, se halla vinculado al plegamiento herciniano y está compuesto por sedimentos paleozoicos y rocas metamórficas. Después del plegamiento herciniano, el Pirineo Axial sufrió un largo y agresivo proceso de erosión. La orogenia alpina actuó sobre unos sedimentos del Secundario. La morfología glaciar cuaternaria la que ha dado los últimos retoques a las altas cumbres de la cordillera. Se superan los 3.353 m. La fosa tectónica (Urgellet-Cerdeña) SO-NE separan el Pirineo Axial del Prepirineo.

SIERRAS INTERIORES

Pertenecen al Prepirineo, todo el conjunto que alcanza los 2.600 m es un gran relieve estructural erigido sobre materiales mesozoicos que en la orogenia alpina se desplegaron del núcleo por corrimientos vergentes hacia el sur. Los ríos abren profundas depresiones transversales de N a S en los materiales calizos. Sin embargo, en los pliegues tumbados calizos las aguas han tallado cañones espectaculares como los de Ordesa y todo un muestrario de modelado cárstico de alta montaña.

DEPRESIÓN MEDIA

Está ubicada entre las Sierras Interiores y Exteriores del Prepirineo. Está considerada como gran heterogeneidad morfológica. Los materiales son asimismo muy diversos en composición y resistencia. La existencia de materiales blandos (margas azules) han favorecido la excavación de surcos (Canal de Berdún y Val Ancha) y de depresiones (Ainsa-Boltaña).

SIERRAS EXTERIORES

Tienen una situación marginal con respecto al eje pirenaico, rebasa en algún punto los 2.000 m y se extiende desde la Sierra del Perdón pasando por la Sierra de Balces en la zona centro oscense. Su estructura es muy compleja y sobre ellas la erosión ha labrado superficies erosivas, excavando numerosas formas kársticas, abierto amplias depresiones y originado profundos caños fluviales (Vero Alcanadre, Flumen ...)

Tres son las singularidades que hacen de esta cordillera un caso único dentro de la orogenia terciaria:

a) Su trazado rectilíneo (a lo largo de más de 400 km)

b) La ausencia de mantos de corrimiento (conjunto de pliegues arrastrados lejos de su lugar de formación a lo largo de un sustrato rocoso de origen más moderno). Son frecuentes en los Alpes y el Himalaya, pero en los Pirineos han sido sustituidos por el tercer elemento original,

c) Estructuras en abanico donde las líneas de plegamiento son forzadas a tomar direcciones oblicuas a la orientación Este-Oeste.

El último de los fenómenos que han contribuido a modelar el paisaje de los Pirineos es el glaciarismo cuaternario. Hace unos 40.000 años los hielos (circos, lenguas, cascadas...) cubrían cimas y hondonadas con recorridos de 50 km y espesores cercanos a los 1.000 m.

Finalizado el período glacial los hielos se retiraron, pero su huella permanece en los particulares valles en “U” (Ordesa o Piñeta) y los lagos. Hoy la superficie total de los glaciares resulta testimonial (inferior a 40 Km

2 º, por encima de los 2.500 m de altitud,

en los macizos centrales del sistema).

3.2.2. LAS CORDILLERAS BÉTCAS.

La Cordillera bética, se ubica en el ángulo SE de la Península y está integrada por un conjunto de alineaciones montañosas de dirección OSO-ENE que se extienden desde el estrecho de Gibraltar hasta el cabo de la Nao (Alicante), prolongándose todavía más hacia el este y constituyendo el armazón del archipiélago balear.

Otro rasgo geográfico que presenta la cordillera Bética es la extremada anchura que muestra y que abarca de norte a sur desde el zócalo de la Meseta, en la provincia de Albacete y cuenca del Guadalquivir hasta el mar Mediterráneo.

GEOLÓGICAMENTE, ofrece la complejidad típica de las grandes cordilleras alpinas con una estructura muy complicada de mantos tectónicos y un metamorfismo alpino bien desarrollado en las zonas internas. Tradicionalmente, se han distinguido al norte la Zona Externa compuesta por los relieves y alineaciones Prebéticas y Subbéticas y en las que nunca aflora el zócalo paleozoico, y más al sur, la Zona Interna, propiamente dicha, y las Depresiones intramontanas.

a) La Zona Externa:

Las alineaciones Prebéticas se ubican, exclusivamente, en la porción más oriental de la cordillera, desde Martos (Jaén) hasta el cabo de la Nao. Sus relieves (Sierra de Alcaraz, Calar del Mundo...) se desarrollan sobre sedimentos secundarios y terciarios de origen casi siempre marino, acumulados a muy poca profundidad en el borde del zócalo ibérico. Esta cobertera, tectónicamente, constituye una unidad autóctona y su estructura es más o menos sencilla ya que muestra numerosas escamas que se cabalgan unas a otras de modo progresivo hacia el norte. La edad de plegamiento es algo tardía: Mioceno medio.

Las sierra Subbéticas se extienden con gran continuidad entre el Mediterráneo y Cádiz (Espuña, Harana, Grazalema, 1.654 m); están formadas también, por materiales mesozoicos y terciarios cuyo espesor es muchísimo mayor y que se han sedimentado en un fondo marino ubicado a gran profundidad. Su estructura se corresponde con mantos de cabalgamiento bastante complejos: esta cobertera presenta el carácter de unidad alóctona, ya que fue desplazado unos 20 km. La fase alpina de mayor intensidad se registró aquí en el Mioceno inferior. En cuanto al MOELADO predominan las formas de origen kárstico.

b) Depresiones Intramontanas:

Al sur del dominio externo y separando sus sierras de los altos relieves de la zona interna se localiza un rosario de depresiones de contornos variados (Hoyas de Antequera, Granada, Guadix y Baza) que condiguran en conjunto la denominada depresión Intrabética.

° Aparecen a finales del Mioceno y se instalan en sinclinales o fases tectónicas.

° Al principio están cubiertas por las aguas marinas, de ahí que haya sedimentos pelágicos, luego por sedimentación para ser continental.

° Se extienden desde O a E desde Antequera a Baza con una longitud de 250 Km y superficie de 13.000 Km

2 .

° De O a E las depresiones van ganando altitud, Antequera 400, Guadix-Baza 1000, es zona propensa a los movimientos sísmicos.

° Finalmente la presencia de materiales blandos da energía a los relieves periféricos, la pobreza del manto y la acción antrópica sobre los suelos se han coaligado para desencadenar un proceso erosivo galopante. El abarrancamiento es el fenómeno erosivo que mejor define al paisaje intramontano.

c) La Zona Interna:

Sistema Penibético va desde la Serranía de Ronda malagueña hasta el Cabo de Palos murciano, registrándose las mayores alturas peninsulares (Mulhacén 3.478 m), los mantos de corrimientos se desplazan 50 Km hacia el norte y en numerosos puntos aparecen zonas paleozoicas (Ronda), mesozoicas (predominantes), metamórficas (Sierra Nevada) y volcánicas (Cabo de Gata). Se han distinguido tres unidades que se superponen tectónicamente y que se encuentran delimitadas entre sí por superficies de corrimiento:

o nevado-filabride (Sierra Nevada y Filabrides): materiales palezoicos

o alpujárride (Las Alpujarras, surco sinclinal) capas triásicas

o malaguide (Montes Malacitanos): rocas paleozoicas y mesozoicas

o

El modelado de esta zona, a pesar de su altitud, se forma con formas culminantes muy alomadas y poco enérgicas; ello se debe a la naturaleza del roquedo con un comportamiento a la erosión poco resistente y a débil huella de los glaciares cuaternarios en estos parajes del sur de España.

3.2.3. CORDILLERA COSTERO-CATALANA:

Muestra una acentuada dirección NE-SO y discurre paralelo, a lo largo de 200 Km, a la

costa mediterránea. Su constitución geológica no es homogénea, ni tampoco la apariencia de sus

paisajes.

Así en su sector septentrional la conexión con los relieves costeros se lleva a cabo a

través de un enlace, la Cadena Transversal Catalana con dirección SE, y está drenado por los

ríos Muga, Fluviá y Ter.

Como elementos del relieve, cabe distinguir dos alineaciones montañosas separadas

por un depresión o fosa.

La Cordillera Litoral: desde Gerona hasta el norte de Tarragona. Sus alturas no

sobrepasan los 500-700 m (Tibidabo 512 m, Garraf 643 m)

La Cordillera Prelitoral: de mayor envergadura y volumen (Montseny 1.712m;

Montserrat 1.224 y Montsant 1.175 m).

La Depresión Prelitoral: cuya altura no sobrepasa los 200m. Su origen se relaciona

con una larga y estrecha fosa tectónica de trazado paralelo a los relieves. Se

encuentra colmatada por materiales detríticos blandos de edad miocena, en los que

la erosión ha modelado valles amplios y de suaves laderas.