Geología de los Picos de Europa
Cuando nos adentramos en un espacio natural como es el Parque Nacional de los Picos de Europa, quedamos boquiabiertos admirando el paisaje que nos rodea. Sin embargo, acabaríamos maravillándonos por completo si conociéramos un poquito la geología y los distintos fenómenos que han contribuido a su formación hace varios cientos de millones de años.
Conceptos básicos de Geología
Para poder comprender la historia geológica de los Picos de Europa debemos de hacer un sencillo repaso a los siguientes conceptos:
Los tiempos geológicos
Nuestro planeta, La Tierra, se originaba hace 4.500 millones de años (=ma).
La historia de La Tierra se divide en tres EONES:
- Arcaico (aparición de las primeras cianobacterias)
- Proterozoico (aparición de una atmósfera oxidante y fauna de Ediacara)
- Fanerozoico (que comienza hace 540 ma y en el que actualmente nos encontramos)
El Fanerozoico es la EON en el que los organismos vivientes ya toman formas complejas, evolucionan y se diversifican ampliamente. Se divide en tres ERAS: Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Es en la era Paleozoica en donde tiene origen los principales materiales rocosos del Parque Nacional de los Picos de Europa.
Las ERAS se dividen a su vez en PERIODOS. Lo podemos observar en el siguiente esquema que representa las edades basadas en la escala de tiempos geológicos.
Los Tipos de Rocas
Una roca es un agregado de origen natural de uno o más minerales y/o fragmentos de otras rocas (una piedra es una roca transformada o elaborada por el hombre). Según su origen, las rocas se dividen en tres grandes grupos:
- Rocas Ígneas: proceden del enfriamiento del magma. Este enfriamento se puede producir en el interior de la Tierra. Se denominan rocas ígneas intrusivas o plutónicas, como el granito o el gabro. También pueden enfriarse una vez han alcanzado la superficie. En este caso reciben el nombre de rocas ígneas extrusivas o volcánicas, como la piedra pómez o la obsidiana.
Los primeros continentes (protocontinentes o cratones del eón Arcaico) estarían formados por este tipo de rocas. - Rocas sedimentarias: son las que se forman en las cuencas sedimentarias y pueden ser de tres tipos:
- Las rocas sedimentarias detríticas, que se forman por la erosión de otras rocas, el transporte de los detritos y su acumulación en las cuencas como por ejemplo arcillas, limos, areniscas y conglomerados.
- Las rocas sedimentarias de precipitación química o carbonatadas, como son las calizas.
- Las rocas sedimentarias orgánicas, que se forman por la acumulación de restos de seres vivos como por ejemplo las tobas calcáreas, los carbones o petróleos.
- Rocas metamórficas: son rocas ígneas o sedimentarias u otras metamórficas. Sufren un proceso llamado metamorfismo o de transformación. Puede ser causado por altas temperaturas (metamorfismo térmico o de contacto) y/o presiones (metamorfismo regional) y/o fluidos activos que producen un cambio en la composición química y/o cristalina de la roca. Ejemplos de rocas metamórficas son las pizarras, los esquistos, los gneiss, el mármol y la cuarcita.
La tectónica de Placas y Deriva Continental
Observando el interior de la Tierra, desde el centro a la superficie podemos encontrar tres capas.
Tipos de capas
1.El Núcleo, de composición principalmente de hierro y níquel y de altas temperaturas (6700ºC) y presiones (millones de veces superior a la de superficie). Tiene una parte interior sólida y otra exterior líquida. Esto es debido al movimiento de rotación de la Tierra se genera un movimiento diferencial entre el núcleo externo e interno que induce corrientes eléctricas responsables del campo magnético. Se denomina efecto dinamo.
2.El Manto, representa el 87% del volumen del planeta desde los 33km hasta los 2900km de profundidad. Una parte superior del manto es viscoso, es lo que se llama la Astenosfera. La astenosfera está compuesta por materiales silicatados dúctiles, en estado sólido y semifundidos parcial o totalmente. Permiten la deriva continental y la isostasia. Sobre ella se mueven las placas tectónicas debido a los movimientos de convección existentes en el manto.
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3.La Corteza; ésta puede ser Oceánica o Continental:
- La Corteza Oceánica se sitúa en los fondos oceánicos(siempre sumergida) ocupando un 70% de la superficie terrestre. Su grosor es de 6-12km. Las rocas más antiguas tienen solo 180 millones de años. Está compuesta de materiales densos, como los silicatos de magnesio (destaca el basalto).
- La Corteza Continental de mucha menor densidad pero mucho más gruesa. Puede alcanzar hasta 70 km de grosor bajo las cordilleras montañosas (ejem: Himalaya) pero con un grosor medio de 35 km.
Litosfera; por litosfera entendemos al conjunto corteza (continental u oceánica) + una pequeña porción del manto superior. Este conjunto reposa sobre la astenosfera. La litosfera está dividida en una serie de placas rígidas que «flotan» sobre la astenosfera. Se mueven unas con respecto a otras, impulsadas por la energía calorífica generada en el interior de la Tierra.
En determinados bordes de placas, éstas se separan, permitiendo que entre ellas se introduzcan materiales fundidos, procedentes del astensofera. Al solidificarse forman nueva corteza. Simultáneamente, en otros bordes las placas convergen. Al mismo tiempo, una de ellas se introduce bajo la otra hundiéndose en el interior del planeta y llegando a producir, en ocasiones, la colisión de dos continentes.
La fuerte compresión sufrida por las placas en las zonas de convergencia conduce a la deformación y elevación de la corteza terrestre. Este proceso culmina con el levantamiento de una nueva cordillera. El acortamiento de la corteza implica una intensa deformación de las rocas que se manifiesta por el desarrollo de un variado conjunto de estructuras. Entre ellas destacan las fallas y los pliegues.
Pangea
Hace unos 300 millones de años, a finales del Carbonífero, los movimientos de las placas corticales produjeron que toda las masas continentales de aquel momento acabaran reunidas en un único supercontinente, Pangea . En griego significa «Toda la Tierra».
La colisión entre los distintos bloques no constituyó un episodio simple, sino que se produjo escalonadamente y se prolongó durante millones de años. En las zona de colisión o sutura entre las piezas continentales se levantaron grandes cadenas de montañas, una de las cuales fue la Cordillera Varisca que debió de constituir una barrera formidable del tamaño similar a la actual cordillera del Himalaya.
Unas decenas de millones de años más tarde, Pangea se fragmenta nuevamente en múltiples piezas y éstas comenzaron a separarse. Estos fragmentos son hoy en día América, Europa y África, abriéndose el Océano Atlántico. Desde hace 50 millones de años Europa y África comienzan a converger entre sí provocando el levantamiento de la cordillera sur de Europa y norte de África: la orogenia Alpina.
¿Qué es una Cuenca Sedimentaria?
Son acumulaciones importantes de sedimentos capaces de producir con su peso un hundimiento (subsidencia) del substrato. Hay que añadir que la sedimentación se puede producir sin necesidad de que exista una cuenca, como por ejemplo en un erg (región arenosa de un desierto) o en un frente glaciar. De hecho, siempre que desciende la velocidad de una corriente de agua, en muchos casos al disminuir la pendiente. Las cuencas sedimentarias se clasifican en:
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Cuencas sedimentarias relacionadas con los bordes constructivos de placas
a-Rift intracontinental / b-Alaucógeno / c-margen continental protoceánico / d-margen continental oceánico
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Cuencas sedimentarias relacionadas con bordes destructivos de placas
Esquema simplificado de la cordillera andina:
1- fosa y complejo subductivo / 2-cuenca antearco / 3-arco o línea volcánica / 4-imbricación en el antepaís con sedimentos basculados hacia el orógeno / 5-cuenca de antepaís con cabalgamientos y niveles de despegue.
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Cuencas sedimentarias relacionadas con bordes pasivos de placa
Dos cuencas sedimentarias relacionadas con el borde pasivo de una placa litosférica (fallas transformantes): a-cuenca pull-apart / b-cuenca push-up
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Cuencas sedimentarias interplaca
Además de los margenes continentales oceánicos (color más claro) podemos distinguir: a-cuencas oceánicas / b- cuencas en o alrededor de relieves intraoceánicos / c-mares interiores / d-frentes glaciares / e-ergs, y cuencas endorreicas, con o sin lago: f-sin lago / g-con lago
Los sedimentos profundos: turbiditas y olistolitos
Además de rocas formadas en una plataforma marina de escasa profundidad, el Parque Nacional de los Picos de Europa muestra afloramientos en los que está registrada la sedimentación producida en fondos marinos profundos.
Turbiditas: El caso más destacado lo constituyen las capas denominadas turbiditas. Las turbiditas son alternancias regulares de areniscas y pizarras que en la Liébana y Valdeón llegan a alcanzar varios miles de metros de espesor. Su formación está relacionada con la existencia de sucesivas corrientes de turbidez que, tras canalizarse por los cañones submarinos existentes en el talud, depositan la carga al pie del mismo.
El frente de los flujos submarinos transporta las partículas más gruesas, que son las primeras en depositarse dando lugar a una capa de areniscas. Las partículas más finas (arcillas) se mantienen en suspensión y se depositarán más tarde formando una capa de lutita. Los sucesivos flujos van generando una alternancia de capas de arenisca y lutitas en la que cada pareja arenisca-lutita responde a una corriente de turbidez (series de Bouma).
Olistolitos: En ocasiones, los seísmos provocados por la Orogenia Varisca hicieron que los bordes de la gran plataforma carbonatada de los Picos de Europa, se fragmentara. Se desprendieron grandes bloques que se deslizaron por el talud submarino hasta quedar englobados entre los sedimentos turbiditicos del fondo.
Estos fragmentos denominados olistolitos, se observan en diversas zonas de Sajambre, Valdeón y Liébana, formando afloramientos aislados de calizas rodeados por materiales siliciclásticos.
La Plataforma carbonatada de Picos de Europa
Durante más de 20 millones de años, la plataforma carbonatada de los Picos de Europa estuvo activa, cubriendo una superficie submarina superior a 12.000 km2 y acumulándose un espesor de calizas de más de 1.500 m. Estas cifras la convierten en una de las mayores plataformas carbonatadas del Carbonífero del mundo de las que hay constancia.
De ella solo se conocen sus bordes occidental y meridional, con taludes submarinos muy inclinados (pendientes de hasta 40º) que descendían hasta profundidades de 700m. Su parte superior llegaba cerca de la superficie, incluso llegó a quedar emergida durante las épocas glaciares del Carbonífero, a causa del descenso del nivel del mar provocados por la glaciación y la Orogenia Varisca.
Las Rocas del Parque Nacional de Picos de Europa
Las rocas que constituyen el Parque Nacional de los Picos de Europa son el resultado de la acumulación de sedimentos, a lo largo de millones de años, en cuencas sedimentarias. La mayor parte de estas rocas, cuyo espesor es de unos pocos miles de metros, se formaron durante la era Paleozoica. Esta etapa de la historia de la tierra comenzó hace 500 millones de años y terminó hace 250 millones de años.
Modificaciones de la cuenca sedimentaria cantábrica
En todo este tiempo la cuenca sedimentaria cantábrica sufrió grandes modificaciones: por un lado como consecuencia del desplazamiento de las placas que componen la corteza terrestre, fue cambiando de latitud, viajando desde posiciones muy australes hasta las proximidades del ecuador. Por otro lado, sufrió dos importantes episodios de deformación, la Orogenia Varísca (también llamada Hercínica) y la Orogenia Alpina, que causaron el levantamiento de cordilleras.
Este hecho, unido a importantes fluctuaciones del nivel del mar producidas por cambios climáticos, propició que a lo largo del tiempo los sedimentos se acumulasen en contextos geográficos y ambientales muy diferentes, desde áreas marinas profundas hasta zonas continentales.
A pesar de la distorsión inicial de los estratos que causaron las fracturas y el plegamiento asociado a las dos orogenias, la sucesión sedimentaria que muestra la región del Parque Nacional de los Picos de Europa ha podido ser construida ordenadamente. Se han determinado tanto los ambientes como las épocas en las que se originaron. La información descifrada de esta gran base de datos indica que el registro sedimentario no es continuo, sino que hubo largos periodos de los que no se conserva ningún sedimento.
La compresión y el acortamiento de la corteza terrestre causado por la Orogenia Varisca redujo progresivamente la superficie inicial de la cuenca sedimentaria y provocó que rocas que se habían formado en sectores muy alejados y bajo diferentes condiciones geográficas, climáticas y ambientales, se aproximasen e incluso se superpusiesen unas sobre otras.
Parque Nacional de los Picos de Europa
Observando estas diferencias, los geólogos han reconocido en la Cordillera Cantábrica y áreas circundantes varias regiones geológicas, tres de las cuales están presentes en el Parque Nacional de los Picos de Europa:
- La región geológica que forma la mayor superficie del Parque Nacional es la Región de los Picos de Europa, formado por tres macizos calcáreos (occidental, central y oriental).
- Región del Pisuerga-Carrión: valles de Liébana y Valdeón (aunque se extiende además por otras zonas del norte de León y Palencia)
- Región del Ponga: en el valle de Sajambre.
Las diferencias geológicas entre las unidades anteriormente citadas son tan notables que se aprecian incluso en el paisaje.
En la parte superior de la serie estratigráfica, un hecho interesante es que los materiales del periodo Pérmico no solo se acumularon en la superficie sino que penetraron también por las cavidades que había en el subsuelo. Tales cavidades se habían formado a finales del Carbonífero cuando debido a la Orogenia Varisca, las calizas de Picos de Europa habían emergido del mar y habían comenzado a sufrir procesos de disolución kárstica que dieron lugar a la formación de numerosas cuevas y simas.
Cuando en el Pérmico la zona quedó cubierta por nuevas capas de sedimento, estos materiales (generalmente detríticos y de color rojizo) rellenaron los huecos.
Principales sucesos geológicos acontecidos en el Parque Nacional de los Picos de Europa desde la formación de la cuenca sedimentaria en el cámbrico inferior (hace 570 ma) hasta la actualidad:
La cuenca sedimentaria donde se forman los materiales del Parque Nacional de los Picos de Europa migra desde un clima ecuatorial hace 500 ma hasta un clima más templado hace 300 ma.
Se trata de una cuenca sedimentaria de gran extensión con aporte de distintos tipos de sedimentos: detríticos, carbonatados someros y profundos.
El gran supercontinente de hace 600-540 millones de años, Pannotia se fragmenta en Laurasia en el hemisfero Norte y Gondwana en el hemisferio sur. Estos se recombinarán más tarde para formar el supercontinente más reciente denominado Pangea, hace 250 millones de años. El supercontinente anterior fue Rodinia, 1100 ma, y antes de éste, Columbia, 1800 ma.
Los aportes detríticos provienen del continente Gondwana durante el Cámbrico y el Ordovícico
y los aportes son principalmente detríticos. Durante el silúrico parece ser que hay un levantamiento tectónico de esta parte de la cuenca sedimentaria ya que no hay registros en esta zona. Probablemente hayan sido erosionados. El devónico es carbonatado principalmente (formaciones Valdeteja, Barcaliente y picos de Europa) con espesores de hasta 1500 m.
La superposición de las rocas por los cabalgamientos variscos y las fallas alpinas produjo que la longitud de la plataforma inicial (1) se redujera a un 25% aprox. (5)
A finales del Carbonífero (hace 300 ma) durante la Orogenia Varisca (debido a los esfuerzos tectónicos compresivos por la aproximación de Gondwana y Laurasia), estos grandes espesores de rocas carbonatadas acumuladas se fracturan y se deslizan sobre materiales más modernos a modo de grandes mantos o cabalgamientos.
Con el tiempo, esta cadena montañosa (cuyo trazado no coincidía con el de la actual cordillera Cantábrica, sino que se extendía por el continente americano, Oachitas y Apalaches, y centro y norte de Europa hasta los Urales) fue desmantelada por la erosión y sus altos relieves rebajados hasta llegar a un aplanamiento casi total.
Sin embargo, las rocas de sus partes profundas se conservaron, permaneciendo las huellas de la gran compresión que habían sufrido. Una gran parte de esta gran cordillera abrasada llego a quedar bajo el nivel del mar durante la Era Mesozoica (250-65 ma) y fue cubierta por nuevos sedimentos.
Mucho tiempo más tarde, en el Cenozoico, la región sufrió un nuevo levantamiento, esta vez asociado a la Orogenia Alpina. Esta etapa, que se dilató a lo largo de 40 millones de año (entre 50 y 10 millones de años antes del presente), creó la actual Cordillera Cantábrica, de la que los Picos de Europa son una pequeña parte.
Por tanto, el relieve de las montañas que quedan comprendidas en el Parque Nacional es producto de esta segunda orogenia, que afecto a los restos de la antigua Cordillera Varisca.
Detallando:
Durante el ciclo Cadomiense
Hace unos 600 m.a. el supercontinente de finales del proterozoico, Pannotia, en líneas generales se fractura en dos: Gonwana al Sur y Laurasia al norte.
Ciclo Cadomiense: Las rocas del Paleozoico pre-orogénico de la Zona Cantábrica, se formaron por depósito en un mar de poca profundidad.
La sedimentación tuvo lugar en un medio marino inestable con substrato de corteza continental (el margen continental de Gondwana). En este se acumulaban sedimentos turbidíticos y formaciones olistostrómicas sincrónicas con una importante actividad magmática (plutónica y magmática) de carácter calcoalcalino relacionados con un margen activo situado sobre una zona de subducción cadomiense .
En esta zona los materiales se plegaron antes del Cámbrico durante la orogenia Cadomiense y simultáneamente se produjo el metamorfismo de los materiales e intrusiones de granitoides.
Durante el Cámbrico
Desde el Cámbrico Inferior y hasta el Devónico, el N de la Península Ibérica estaba formado por cuencas de tipo umbral-surco. Se trata de zonas emergidas y sumergidas generadas por sistemas de fallas. Así, se ha sugerido que existían dos zonas elevadas sobre el nivel del mar, llamadas respectivamente umbral cántabro-ibérico y umbral medio. Entre ellas se situaba un mar alargado y poco profundo denominado surco cántabro-ibérico.
El cámbrico inferior,hace 570 ma, tras la Orogenia Cadomiense marca el inicio de un periodo con tectónica distensiva (rifting continental). Se desarrollan medios de transición o marinos someros en los que se depositan grandes espesores de sedimentos siliciclasticos (conglomerados, arenas y arcillas), arrastrados por los ríos que erosionaban el relieve.
Estos pasaron gradualmente a depósitos carbonatados de plataforma, origen de rocas calizas, generadas por el depósito de caparazones y esqueletos de organismois marinos y acompañado en zonas y épocas concretas por un importante magmatismo.
La plataforma continental de la que Iberia formaba parte era extensa, se adentraba en el Oceáno varios cientos de kilómetros y presentaba una suave pendiente hacia el mar abierto.
Un clima cálido, quizás incluso sofocante, de principios y mediados del Cámbrico propició un importante cambio químico en las aguas oceánicos. Se hizo más fácil la precipitación de carbonato y fosfato cálcico. La facilidad para la producción de sales cálcicas facilitó el desarrollo de seres vivos con esqueletos mineralizados. Estos cambios en la biosfera tuvieron lugar en muy poco tiempo.
Fue un despliegue de creatividad armamentística sin precedentes y que no ha vuelto a repetirse. Nada menos que se inventaron casi simultáneamente las patas articuladas, los caparazones, las mandíbulas y los dientes. Además las partes blandas de los seres vivos experimentaron un desarrollo muy rápido a partir del plan arquitectónico de un anélido muy simple para fabricar un artrópodo acorzado como lo eran los trilobites.
Hubo un momento en que predominó la sedimentación de carbonatos, en la que florecía la vida y en la que los arrecifes de arqueociáticos (animales de esqueleto calcáreo), junto con esqueletos de trilobites, crustáceos, braquiópodos, moluscos y equinodermos iban quedando sepultados en un lodo calcáreo que hoy encontramos formando calizas.
Durante el Ordovícico
Entre 488-444 ma se diferencia en la cuenca marina que ocupa hoy la península ibérica dos dominios. Uno, que comprendía la zona centroiberica donde se depositaban materiales siliciclásticos de plataforma (la cuarcita armoricana), y otra zona (el resto) con facies de lutitas marinas. Además, en el ordovícico inferior se generan también rocas magmáticas y metamorfismo, en relación con un evento extensional.
Al principio del Ordovícico , el clima cálido había fundido los casquetes glaciares, lo que originó subidas del nivel del mar que propiciaron la instalación de grandes plataformas continentales.
En estas plataformas cálidas, iluminadas y no muy profundas tuvo lugar una rápida diversificación de los diseños morfológicos aparecidos en el Cámbrico.
Nuestras plataformas ordovícicas estaban rebosantes de vida. La abundancia de graptolites y ostracodermos demuestran que las cadenas tróficas estaban funcionando. Sin embargo sorprende que apenas se depositaran carbonatos. La razón puede estar en la deriva del continente de Gondwana hacia el polo Sur, en cuyas frías aguas es difícil el depósito de carbonatos.
A finales del Ordovícico, Gondwana, posicionada ya sobre el polo Sur, desarrolló un extenso casquete de hielo. Esto ocasionó una glaciación generalizada que dio lugar a una extinción masiva de organismos adaptados a las plataformas que habían prosperado durante millones de años.
Durante el Silúrico
Entre 444-416 ma: al inicio del Silúrico tuvo lugar una transgresión generalizada. Se depositaron los materiales silúricos sobre términos de diferente edad. Durante el Silúrico se mantiene una distribución paleogeográfica análoga a la de épocas anteriores con sectores con depósito de lutitas (pizarras) y otros de arena (cuarcitas), siempre en medio marino.
La glaciación que marca el paso del Ordovícico al Silúrico duró unos 20 millones de años y una vez finalizada el clima volvió a su antigua calidez. Gondwana continuó su lenta deriva, esta vez en dirección al ecuador.
Las especies de aguas frías se expandieron por las plataformas continentales ocupando los nichos ecológicos que habían quedado vacantes. La biosfera recuperó en poco tiempo su anterior biodiversidad, sobre todo en las plataformas carbonatadas que se desarrollaron en el Silúrico y Devónico.
Nuestra plataforma se encontraba a unos 30º de latitud. Sin embargo, en ella se depositaron abundantes sedimentos terrígenos y escasos carbonatos. Probablemente sea debido a la topografía del fondo, con zonas profundas alternando con otras más someras. Éstas dificultaron las circulación de corrientes marinas y propiciaron una carencia de oxígeno generalizada en los fondos. Esto se tradujo en la ausencia casi total de organismos bentónicos.
Mientras Gondwana se fracturaba y la plataforma Ibérica atravesaba esa crisis anóxica, en el hemisferio norte estaban teniendo lugar otro tipo de acontecimientos.
La Placa de Avalonia, en su deriva hacia el norte, había acabado por colisionar con la Placa Báltica cerrando el Océano de Tornquist. Avalonia y Báltica quedaron unidas, y juntas fueron al encuentro de Laurentia. Cerraron el Océano de Japeto, cuya litosfera oceánica iba subduciendo a medida que las dos masas continentales se aproximaban y se iba levantando el Orógeno Caledoniano.
El Océano Reico estaba en su punto de máxima extensión. En su costa noroeste se ubicaba un continente nuevo, Laurussia, formado por la acreción de Laurentia, BáItica, Avalonia y otras pequeñas placas. En su costa sureste se formaba el macrocontinente de Gondwana, inmerso en una tectónica distensiva. La situación de rifting descrita para Gondwana durante el Silúrico no tardaría en hacerse evidente. Un nuevo fragmento, la Placa de Armórica acabó por desgajarse y quedar a la deriva en el Océano Reico. Esto marcó el futuro de la Placa Ibérica, pero esta historia pertenece ya al Devónico.
La biosfera había dado un paso más en su extensión por el planeta. Había colonizado las aguas continentales. Incluso el hábitat subaéreo había empezado a ser invadido por los vegetales ya desde el Ordovícico y ahora, en el Silúrico terminal, había ya insectos y arácnidos terrestres.
En los lagos y ríos del nuevo continente de Laurussia vivían gusanos, artrópodos, moluscos y unos peces descendientes de los «agnatos acorazados» que habían proliferado en el Ordovícico. Estos eran peces con mandíbulas, (gnatóstomos). Tenían también la parte anterior del cuerpo recubierta de placas. Son los auténticos peces acorazados, que poblaron las aguas continentales de Laurussia.
Durante el Devónico
Entre 416-360 ma: durante el Devónico inferior, al igual que en Silúrico, se mantiene una distribución paleogeográfica análoga a la de épocas anteriores con sectores con depósito de lutitas (pizarras) y otros de arena (cuarcitas), siempre en medio marino.
A principios del Devónico los dos umbrales, especialmente el del sur, estaban ya bastante erosionados y el surco marino se había ensanchado. Paralelamente, toda la Península Ibérica se había movido hacia el Ecuador. En sus proximidades se situaba a mediados del Devónico (a unos 8.000 kms al sur de nuestra posición actual).
En esta época, la Tierra estaría dividida en dos supercontinentes en el hemisferio Sur, Gondwana y Euroamérica, separados por el Océano Reico y varios continentes-isla en el hemisferio Norte. La Península Ibérica estaría en el borde NO de Gondwana.
Al inicio del Devónico superior (416-359 ma) ocurrió otra transgresión disponiéndose los materiales de esta edad sobre los del Devónico inferior, con una laguna estratigráfica que comprende el Devónico medio.
Los materiales del Devónico superior y Carbonífero inferior son marinos con intercalaciones de rocas volcánicas a veces muy importantes.
Durante el Devónico las plantas ya habían colonizado los continentes y a finales de este periodo las zonas emergidas estaban cubiertas de bosques. Su proliferación dio lugar a un aumento significativo del CO2 atmosférico. Un ejército de invertebrados (insectos, arácnidos, moluscos…) y de organismos descomponedores y simbióticos (hongos y líquenes), habían preparado la tierra firme para el desarrollo en esta seres más complejos.
La vida dio hace unos 375 millones de años un gran paso. Los vertebrados salieron del agua y empezaron a caminar sobre tierra firme, un dominio hasta entonces reservado a plantas e invertebrados. También aparecen en esta época los peces de agua dulce.
A finales del Devónico comenzó otro descenso general de las temperaturas. Este fue en parte ocasionado por la situación de Gondwana, que en su deriva volvió a situarse de nuevo sobre el Polo Sur. Esto permitió la formación de un nuevo casquete glaciar que fue expandiéndose hacia latitudes más bajas.
El Devónico tiene un final realmente inquieto: el cierre del Océano Reico está a la vista. La glaciación
avanza desde el Polo Sur hacia el ecuador. El volcanismo sacude los márgenes de Armórica y de Laurussia. Un penacho térmico especialmente pertinaz, caliente y extenso, está situado precisamente bajo el lugar en el que va a ocurrir la colisión entre los dos supercontinentes de Gondwana y Laurussia.
Durante el Carbonífero
Hace 360-229 ma: durante el Carbonífero inferior las condiciones son iguales a las del Devónico superior. La Placa Armoricana, en la que se encuentra gran parte de nuestro territorio, está próxima a colisionar contra Laurussia, a la que se acerca desde el sureste, seguida de cerca por Gondwana.
La Orogenia Varisca, con varias fases, somete todos estos sedimentos a fuertes transformaciones (metamorfismo) y deformaciones (pliegues y fracturas). Las rocas resultantes fueron atravesadas por magmas, ricos en elementos metálicos, que al intruir, generaron importantes mineralizaciones. La fase principal de la Orogenia conllevó la emersión generalizada del dominio varisco, que perdura hasta la actualidad.
Esta fase de deformación principal, estuvo precedida por, al menos, otras dos. Simultáneamente a la fase principal ocurrieron importantes intrusiones de granitos.
Durante el Carbonífero superior (y en las distintas fases del orógeno) la zona de Ossa-Morena se encontraba hacia el ecuador. En ella se desarrollaron extensas zonas donde se depositaron facies parálicas con niveles de carbón. La antigua cuenca marina se ha colmatado de sedimentos y ha generado extensos medios pantanosos. En ellos se acumularon grandes cantidades de restos vegetales, que formarán una de las mayores concentraciones de carbón actual. Mientras tanto en la Zona Surportuguesa se depositan facies marinas más profundas.
Al final del Carbonífero encontramos casi todos los continentes unidos en uno solo, Pangea. Estaba rodeado de un extenso océano, Panthalasa. El clima sobre los continentes comienza a hacerse cada vez más continental. El depósito de esta época es siempre continental y se limitó a aquellas regiones subsidentes hundidas dentro del nuevo continente y alimentadas por los productos de erosión de los relieves adyacentes.
Trazado de las cordilleras Caledoniana y Varisca en Europa y América. Estructura de conjunto y visión global de la Cordillera Herciniana:
El Carbonífero fue una época en la que destacó la rápida evolución de la vida sobre los continentes. Extensos bosques de helechos con porte arbóreo donde proliferaban insectos, arácnidos y miriápodos. Libélulas de 70 cm. de envergadura, arañas del tamaño de un gato y miriápodos de 50 cm., son algunos de los fósiles más espectaculares que nos han dejado estos bosques carboníferos.
Los anfibios habían alcanzado una gran diversidad y ocupaban los vértices de las cadenas tróficas en los ecosistemas continentales. Las aguas dulces estaban pobladas por numerosos invertebrados. Moluscos, gusanos, artrópodos, así como por peces y anfibios. En este ambiente tienen lugar dos hechos importantes. La adquisición del vuelo por parte de los insectos (las cucarachas aparecen en esta época) y la aparición de los reptiles a partir de los anfibios.
Durante el Pérmico
Hace 299-251 ma; después de dispersarse durante el Paleozoico, las masas continentales vuelven a reunirse en el Pérmico formando el macrocontinente de Pangea.
La continentalización del clima, debida a la formación de Pangea, dio lugar durante el Pérmico a una desertización generalizada que acabó con los extensos bosques carboníferos. También afectó mucho los anfibios, que habían encontrando unos ecosistemas óptimos en aquellos bosques húmedos. Su posición fue ocupada rápidamente por los reptiles, mucho mejor adaptados a este nuevo medio.
A esta desertización generalizada se sumó una bajada del nivel del mar de unos 250 m. Quedan extensas zonas cubiertas por una lámina de agua poco profunda, con formación de evaporitas, muy frecuentes también en el Triásico.
En el Pérmico superior, un nuevo proceso de rifting que se inicia a la vez en varios lugares, comienza a dividir Pangea. La disgrega y abriendo fisuras donde se localizarán nuevos océanos.
El fin del Pérmico y del Paleozoico viene marcado por una extinción masiva. El clima poco favorable, la unión de todas las masas continentales en una sola, una abundante actividad volcánica que se desencadenó en Siberia y expulsó enormes volúmenes de gases tóxicos a la atmósfera, son algunas de las causas que se han barajado para explicar este extinción.
Sin embargo, fue el choque de un meteorito de grandes dimensiones el responsable de este acontecimiento. El impacto se ha datado en 251 millones de años, fecha que marca en límite entre la era Paleozoica y Mesozoica. Esta extinción, denominada “la gran mortandad”, ha sido la mayor hasta el momento.
Considerados los organismos marinos y subaéreos en conjunto, desapareció entre el 95 y el 97% de las especies, el 83% de los géneros y el 57% de las familias. Los anfibios quedaron diezmados e incapaces de colonizar las áreas desérticas que abundan por doquier. Estos son rápidamente invadidas por los reptiles, entre los que se encuentran ya los terápsidos, precursores de los mamíferos.
Mapa Geológico según la edad de lo materiales
Recopliado por:
Miguel Angel Massee Abad (Licenciado en ciencias geológicas por la universidad de Oviedo)