Tema 13 Geologia de España, los grandes relieves - José Santiago Alvarez Gonzalez

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Geología 2º Bachillerato Geología de España: los grandes relieves 
 
1 departamento de biología y geología IES Bachiller Sabuco - Albacete 
UNIDAD 13. GEOLOGÍA DE ESPAÑA: LOS GRANDES RELIEVES 
 
 
1. CONSTITUCIÓN GEOLÓGICA DEL TERRITORIO ESPAÑOL. 
 
La península Ibérica tiene una larga historia que comienza en el Precámbrico y se prolonga hasta 
nuestros días. Su evolución geológica ha estado ligada a la del resto del continente europeo y a la del 
continente africano, y su desarrollo como terreno independiente es relativamente reciente, unos 100 
millones de años (esto es, en el Cretácico). 
 
Las sucesivas orogenias que han actuado desde el Paleozoico, junto con los efectos de una serie de 
fenómenos tectónicos de reajuste y de desgaste erosivo, dieron lugar a la constitución geológica y 
orográfica actual. En la península Ibérica afloran terrenos que podemos distribuir en cuatro grupos: 
 
 Precámbricos. Afectados en mayor o menor grado 
por metamorfismo, intrusiones magmáticas, 
deformaciones tectónicas… 
 Paleozoicos. Deformados y afectados por la 
orogenia Varisca (dominio hercínico). 
 Mesozoico-Paleógenos deformados por la 
orogenia Alpina (dominio alpino). 
 Mesozoico-Paleógenos no deformados por la 
orogenia Alpina. 
 
A partir de estos afloramientos y de los del subsuelo se 
pudo reconstruir el pasado de la península Ibérica. Los 
materiales del Precámbrico solo aparecen como núcleos 
aislados y generalmente incorporados a las estructura 
hercínicas. 
 
El dominio hercínico aflora abundantemente en la península; en otros casos se localizan bajo una 
cobertera mesozoica-paleógena, la cual se ubica en unas zona poco o nada deformadas, que 
constituyen las mesetas o, geológicamente hablando, superficies altamente erosionadas —
plataforma posthercínica—; en otras aparece deformada por la orogenia Alpina, como en la 
cordillera Ibérica 
 
Además de las estructuras relacionadas directamente con las orogenias citadas, existen en distintas 
zonas una serie de estructuras —fosas, horst, relieves antiguos reactivados…— producidas en 
diversos periodos de la historia geológica de la península Ibérica, y caracterizados por ser 
consecuencia de una tectónica distensiva. De esto supone un buen ejemplo la formación y relleno de 
las cuencas cenozoicas postalpinas. 
 
 
1.1. División litológica. 
 
Dentro de la gran complejidad geológica de la Península podemos destacar cuatro conjuntos 
litológicos predominantes, que configuran las siguientes zonas o dominios litológicos: 
 
 Región silícea: predominan los silicatos, especialmente el cuarzo. Comprende rocas magmáticas, 
generalmente graníticas, y metamórficas, como esquistos y gneises, las más antiguas de la 
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Península, ya que datan del Precámbrico y Paleozoico. Estos materiales se encuentran en la parte 
aflorante del Macizo Ibérico y en los núcleos hercinianos de las principales zonas montañosas 
como Galicia y el Sistema Central. 
 
 Región caliza: coincide con la distribución de los materiales mesozoicos, de carácter calcáreo y 
margoso, que afloran en las formaciones montañosas que rodean el Macizo Ibérico, dando lugar 
a la típica “Z” mesozoica. 
 
 Región arcillosa: comprende materiales sedimentarios recientes, de carácter arcilloso, que datan 
de las Eras Terciaria y Cuaternaria, y que se encuentran, en muchos casos, no consolidados. Los 
materiales arcillosos están 
distribuidos principalmente 
en las cuencas de los 
grandes ríos: las depresiones 
del Ebro y Guadalquivir y los 
valles del Duero y Tajo en el 
Macizo Ibérico 
 
 Región canaria. Su origen 
volcánico se refleja en los 
afloramientos de rocas 
volcánicas, formadas por 
coladas y piroclastos, que 
hacen de este lugar un 
enclave único en el territorio 
español. 
 
 
1.2. Principales dominios geológicos. 
 
La estructura general de la Península está condicionada por la existencia de una gran unidad en 
situación centro-occidental llamada Macizo Ibérico o Hespérico, conocida también, desde un punto 
de vista geográfico, como la Meseta Central. Alrededor de esta antigua unidad se han ido 
disponiendo otras unidades, principalmente por efecto de la orogenia Alpina y los fenómenos 
tectónicos y sedimentarios postalpinos. 
 
Según esto, las unidades geológicas del territorio español se estructuran en tres grandes dominios, 
entendiendo por dominio el conjunto de formaciones geológicas que tienen una génesis, tectónica y 
litología características: 
 
 Dominio varisco o hercínico. Está formado por la mayor parte de las rocas de la mitad occidental 
de la Península, desde la región de Galicia/Tras-os-Montes hasta Sierra Morena. También incluye 
afloramientos de la zona axial pirenaica, las Cordilleras Costeras Catalanas y algunas partes de la 
Cordillera Ibérica. Sus rocas son de edad precámbrica y paleozoica y naturaleza ígnea, 
sedimentaria y metamórfica. El Domino varisco representa los restos del Macizo Hespérico, una 
gran cadena montañosa formada durante la Orogenia Varisca en el Devónico superior y 
Carbonífero inferior 
 Dominio alpino. Está formado por los principales relieves actuales de la Península Ibérica, es 
decir por las Cordilleras Béticas y parte de los Pirineos y de la cordillera Ibérica. Se originaron 
durante la Orogenia Alpina en el Paleógeno. Sus rocas (ígneas, metamórficas y sedimentarias) 
son de edad paleozoica, mesozoica y cenozoica y de carácter pre-sin- y post-orogénico. La banda 
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volcánica del sureste peninsular se suele incluir en este dominio, pues aunque sus rocas se 
formaron con posterioridad a la actividad tectónica, y no presentan deformación ni 
metamorfismo, están relacionadas con el ciclo orogénico alpino. 
 Cuencas cenozoicas. Se trata de los materiales más jóvenes de la Península Ibérica. Son rocas 
sedimentarias, de composición diversa, no afectadas por el ciclo alpino, que en general se 
depositaron rellenando las depresiones topográficas (cuencas) originadas en épocas anteriores. 
Estos materiales guardan una relación de zócalo-cobertera* con las rocas de los dominios varisco 
y alpino. Sus principales afloramientos se extienden formado un gran triángulo que cubre parte 
de las cuencas del Ebro, Duero y Tajo. También ocupan la cuenca del Guadalquivir y su extensión 
en el Algarve portugués, así como la denominada cuenca Lusitánica, que se extiende entre el sur 
de Lisboa y Oporto. 
 
 
2. EL MACIZO IBÉRICO O HESPÉRICO. 
 
El Macizo Ibérico incluye el sector más antiguo de la Península Ibérica y corresponde a varios 
fragmentos de Gondwana que ha tenido una larga historia metamórfica y magmática esencialmente 
ligada a la orogenia Varisca, aunque hay también evidencias de otras anteriores. Ha recibido diversos 
nombres como Meseta Central, Macizo Hespérico o Macizo Herciniano. La tendencia en toda 
Europa es a utilizar el término Varisco para referirse al orógeno que le afectó durante el Paleozoico 
superior. Fundamentalmente aflora en la mitad oeste peninsular al norte del valle del Guadalquivir y 
está formado mayoritariamente por rocas de edad paleozoica aunque también precámbricas. 
 
Las características de las rocas del Macizo Hespérico permiten diferenciar varias zonas según una 
transversal de dirección norte-sur. Este rasgo geológico fue descrito por primera vez por el geólogo 
alemán Lotze, en 1945. Las bases geológicas para esta zonación son diversas, incluyendo criterios 
estratigráficos, paleontológicos, tectónicos y magmáticos. La mayor parte de los geólogos aceptan la 
división en zonas que, a partir del trabajo inicial
de Lotze, realizaron Julivert y otros en 1972 cuando 
elaboraron el Mapa Tectónico de la Península Ibérica (ver figura superior). Estos autores dividen el 
Macizo Ibérico en cinco zonas (otros distinguen seis) que, de norte a sur, son las siguientes: zona 
Cantábrica, zona Asturoccidental-Leonesa, zona Centroibérica, zona de Ossa-Morena y zona 
Sudportuguesa. 
Principales dominios geológicos de 
la Península Ibérica. 
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2.1. Zona Cantábrica. 
 
Constituye el núcleo del denominado Arco Ibero-Armoricano 
(o rodilla astúrica). Su límite oeste lo constituyen las rocas 
precámbricas del núcleo del antiforme del Narcea. Hacia el sur 
y este, limita con los materiales meso-cenozoicos de la 
depresión del Duero y del Ebro. Hacia el norte con el Mar 
Cantábrico. 
 
Presenta todos los sistemas del Paleozoico (Cámbrico, 
Ordovícico, Silúrico,..) bastante concordantes entre sí. Se trata 
de sedimentos someros de plataforma (cuarcitas, pizarras, 
calizas litorales, etc.) y poco potentes hasta el Devónico. En los 
depósitos del Carbonífero aparecen reflejos de inestabilidad 
orogénica, con distintos ambientes sedimentarios: las potentes 
“calizas de montaña” (Picos de Europa), de ambiente marino; sedimentos parálicos hulleros (unos 
6.000 m.) en la cuenca central asturiana; depósitos límnicos con carbón (cuenca occidental asturiana 
y N. de León). 
 
La orogenia Hercínica produjo en esta zona importantes pliegues y mantos de corrimiento (en 
algunas zonas el Cámbrico reposa sobre el Devónico) asociados a una “tectónica de piel fina”. No 
aparecen señales de metamorfismo ni de actividad magmática importante, salvo pequeños plutones 
y diques. Durante el Pérmico el relieve resultó arrasado, y posteriormente, en el ciclo alpino, 
experimentó un rejuvenecimiento. 
 
 
2.2. Zona Asturoccidental-Leonesa. 
 
Se extiende en una franja curvada, de cerca de 100 km de anchura, que sigue el Arco Ibero-
Armoricano, aunque también hay afloramientos en la sierra de la Demanda (Burgos) y en la cordillera 
Ibérica. Limita al este con el Antiforme del Narcea y al oeste con el Antiforme del Ollo de Sapo. 
Sinclinal asociado al río Narcea, 
perteneciente a su vez al Antiforme del 
Narcea, en el occidente de Astu rias. 
 
Unidades del Macizo Ibérico (Vera, 2004) 
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Geológicamente representa un tránsito entre la parte externa del 
orógeno Hercínico (zona Cantábrica) y la parte que sufrió un intenso 
metamorfismo (zona Centroibérica) en donde aparecen varios núcleos 
precámbricos de gneises con grandes cristales de feldespatos 
(formación de ollo de sapo) y pizarras muy metamorfizadas. 
 
Los sedimentos paleozoicos 
corresponden a facies marinas, 
primero someras y ya en el Ordovícico 
Superior, profundas. Hay poca 
representación de depósitos 
posteriores, devónicos, carboníferos 
(Ponferrada) o pérmicos. Basándose 
en las diferencias estratigráficas se 
han definido tres dominios para esta 
zona: el dominio del Navia y Alto Sil, 
el dominio del Manto de Mondoñedo y el dominio de Caurel-
Truchas. 
 
En esta zona encontramos una fuerte curvatura centrada en Asturias, 
formando el denominado Arco Ibero-Armoricano, también conocido 
como Arco Astúrico o Rodilla Astúrica, que se continúa en el macizo 
Armoricano francés. 
 
Escasa actividad magmática, metamorfismo, esquistosidad y 
granitizaciones que aumentan hacia el oeste. En la zona hay diversos 
plutones graníticos emplazados en varias fases de la orogenia 
Varisca y localizados a diferentes profundidades corticales. 
 
 
2.3. Zona Centroibérica. 
 
Es la más ancha y extensa del macizo Ibérico. Comprende casi toda Galicia, el norte de Portugal y 
parte de Castilla y León. Limita al NE con la zona astur occidental-leonesa y, ya dentro de Portugal, 
con el cabalgamiento de Ferreira de Zêzene. Al sur limita con el batolito de los Pedroches (Córdoba) 
donde alcanza Sierra Morena. 
 
Aquí se sitúa el núcleo del Macizo Ibérico, al que corresponden una 
serie de afloramientos precámbricos. Representa la parte central o 
axial del orógeno Hercínico, es decir, es la zona en la que tuvo lugar la 
colisión de placas; por tal razón, los materiales aparecen muy plegados 
y volcados a ambos lados de la zona. 
 
Predominan los materiales precámbricos y cámbricos —pizarras con 
intercalaciones de cuarcita, grauvacas y calizas—, siendo difícil 
establecer el límite entre ambos. También aparecen materiales del 
ordovícico: cuarcita armoricana, asociada a pizarras y niveles calizos, 
que resalta en la región formando grandes relieves, algunos tan 
llamativos como el desfiladero del paso de Despeñaperros. El 
paleozoico superior es casi inexistente en esta zona, salvo en la cuenca 
hullera de Puertollano. 
Gneis Ollo de Sapo (Playa de Xilloi). En este 
ejemplar se pueden apreciar ollos, “ojos”, 
de feldespato y cuarzo. 
 
Sobre una fotografía de Google Earth se han 
dibujado las curvas que siguen la forma de 
la Rodilla Astúrica. 
 
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Hay un gran paralelismo estructural con sinclinorios en dirección NW-SE en la parte centro-sur y 
macizos redondeados en la parte norte. Algunos de estos macizos se consideran alóctonos. Los 
materiales presentan un metamorfismo y esquistosidad variable (máxima en Galicia y Portugal), 
granitizaciones y manifestaciones volcánicas, sobre todo del Ordovícico y del Silúrico, muy uniformes 
en casi toda la zona. 
 
Basándose en la estratigrafía de las rocas preordovícicas se distingue el dominio del Ollo de Sapo (o 
dominio de los Pliegues Recumbentes), en la mitad septentrional, y el dominio del Complejo 
Esquisto-grauváquico, que corresponde a la mayor parte de la zona. 
 
En el noroeste de la zona Centroibérica se encuentran, cabalgando 
sobre ella, las unidades que componen el dominio de Galicia-Trás-Os-
Montes. Constituye una lámina alóctona emplazada sobre rocas del 
Precámbrico y Paleozoico inferior de la Zona Centroibérica. Dentro de 
ella se diferencian dos dominios, que equivalen a sendas láminas 
alóctonas superpuestas: la lámina Inferior o dominio Esquistoso son 
metasedimentos con menor grado de aloctonía; y el dominio de los 
Complejos Alóctonos, cuya edad está comprendida entre el 
Proterozoico y el Ordovícico, en el que se incluyen unidades ofiolíticas. 
 
El magmatismo de la orogenia Varisca está muy desarrollado en la 
Zona Centroibérica, con granitos autóctonos formados a partir de la 
fusión in situ de los materiales preorogénicos (anatexia) y con plutones 
graníticos tardiorogénicos. 
 
En relación con estas estructuras se localizan en la zona 
mineralizaciones importantes. Así, en Almadén, las pizarras y cuarcitas 
del Silúrico presentan intercalaciones de lavas básicas que constituyen 
yacimientos de cinabrio; relacionados con los plutones graníticos hay yacimientos de estaño, 
wolframio y otros en Galicia, de uranio en Salamanca y Cáceres, y de plomo, uranio, y cobre, en el 
distrito minero de Linares-La Carolina. 
 
 
2.4. Zona de Ossa-Morena. 
 
Por el norte, está limitada por el denominado Corredor 
Blastomilonítico que es una banda de rocas intensamente deformadas 
y de naturaleza diversa, que representan una sutura continental 
antigua. El límite sur de la Zona de Ossa-Morena es otra sutura 
constituida por una banda de rocas complejas que se interpretan como 
los restos de un antiguo fondo oceánico deformado y metamorfizado. 
Entre sus rocas se encuentran las denominadas Anfibolitas de Beja-
Acebuches. El
conjunto de la zona se interpreta como un bloque 
continental fusionado durante la orogenia Varisca con los bloques 
adyacentes de la Zona Centroibérica y la Zona Sudportuguesa. 
 
Presenta una gran extensión superficial y potencial de afloramientos 
precámbricos y cámbricos. Los restantes sistemas, aunque escasos, 
están también representados. En general, los sedimentos 
corresponden a facies marinas. En el Carbonífero también hay 
El granito negro es la roca más 
espectacular de este paraje de 
Galicia-Tras-Os-Montes; es la más 
antigua de la península Ibérica y 
una de las más antiguas del 
planeta. Este granito negro se 
formó bajo la superficie terrestre, 
hace aproximadamente 1160 Ma. 
 
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Río Tinto 
El río es conocido por el color rojizo 
de sus aguas, de ahí su nombre. La 
coloración tiene su origen en la me- 
teorización de minerales, que contie- 
nen sulfuros de metales pesados, ha- 
llados en los yacimientos de pirita y 
calcopirita a lo largo del río. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Se espera que la Cuenca Minera del 
Río Tinto sea declarada próximamen- 
te Geoparque. 
depósitos limmicos hulleros, como en Peñarroya. Las vergencias son hacia el S.W., y la edad del 
plegamiento se sitúa en el Carbonífero inferior. Hay abundantes reflejos de actividad magmática y 
metamorfismo variables. 
 
También la orogenia Alpina afectó a la Zona de Ossa-Morena, reactivando antiguas fracturas que al 
moverse produjeron el rejuvenecimiento de un relieve desgastado. Así, Ossa-Morena presenta la 
peculiaridad de tener un relieve joven esculpido sobre rocas antiguas. 
 
 
2.5. Zona Sudportuguesa. 
 
Ocupa el suroeste del Macizo Ibérico. Corresponde a una región externa del orógeno Varisco. En su 
límite con la Zona de Ossa-Morena presenta ofiolitas, que atestiguan un cierre oceánico, la sutura 
entre las placas de Armórica y Avalonia. Se distinguen tres dominios: Dominio septentrional, Faja 
Pirítica Ibérica y Dominio meridional. También se distingue una cuenca postorogénica de menor 
entidad, la cuenca pérmica del Viar, rellena por sedimentos continentales y materiales volcánicos. 
 
La Zona Sudportuguesa tiene una litología mucho menos variada que las zonas exteriores. Destaca 
una alternancia rítmica muy potente de sedimentos marinos y cuarcitas y pizarras, rocas 
metamórficas de bajo grado, del Devónico Medio al Carbonífero. En su parte nororiental abundan las 
rocas plutónicas cuya intrusión, en la mayoría de los casos, es posterior a la fase principal de 
deformación tectónica, es decir que son postorogénicas: el granito del Berrocal es un buen ejemplo 
de este tipo de rocas. 
 
En cuanto a la tectónica, toda la zona está compuesta por sucesivos 
cabalgamientos de materiales paleozoicos superpuestos y volcados 
hacia el sur. 
 
El aspecto geológico más significativo de esta zona es el vulcanismo 
tan intenso que tuvo lugar durante el Devónico Superior y el 
Carbonífero Inferior, que dio lugar a una gran acumulación de rocas 
volcánicas y subvolcánicas. Al mismo tiempo y en el mismo lugar se 
formaron enormes yacimientos minerales de sulfuros masivos en lo 
que entonces era el fondo de un mar con un ambiente enrarecido por 
la actividad volcánica. El yacimiento de sulfuros (pirita y otros 
minerales) más conocido de la región es el de Rio Tinto, pero no es el 
único. Tharsis, Sotiel-Coronada, Aználcollar, etc son también 
yacimientos del mismo tipo. Además de estos, hay más de cien minas 
e indicios mineros de sulfuros que se localizan en una franja de 
50x230 km que se extiende desde las proximidades de Sevilla hasta el 
sur de Lisboa. Esta franja se conoce como Faja Pirítica Ibérica y, 
aunque en la actualidad la actividad minera sea prácticamente nula, 
es una de las provincias metalíferas más importantes del mundo. 
 
 
3. LOS ORÓGENOS RECIENTES. 
 
La mitad oriental de la Peninsula Ibérica y su extremo meridional están ocupados por las cadenas 
alpinas, formadas por materiales plegados, esencialmente mesozoicos y paleógenos, aunque con 
basamentos paleozoicos que llegan a aflorar en diversos sectores y con pequeñas cuencas 
intramontañosas rellenas con sedimentos neógenos. 
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Los orógenos recientes son consecuencia de la orogenia Alpina, que comenzó hace 60 m.a. cuando la 
placa Africana y la Indoaustraliana comenzaron a desplazarse hacia el norte para colisionar con la 
placa Europea y la placa Asiática. Esta colisión comprimió la placa Ibérica, por entonces una placa 
independiente. Los Pirineos y la Cordillera Cantábrica son consecuencia de la colisión de la placa 
Ibérica con la Europea. Por otro lado, la placa Africana continuó su empuje originando la Cordillera 
Ibérica, la Costero-Catalana y el Sistema Central. 
 
Otra placa más pequeña situada en el Mediterráneo, la 
placa de Alborán, chocó con la Ibérica al desplazarse hacia 
el oeste originando las Cordilleras Béticas, que representan 
la zona de colisión triple entre las placas Africana, Ibérica y 
Alborán. 
 
Tanto la orogenia Varisca como la Alpina han afectado a los 
materiales de la misma forma pues ambas han sido la 
consecuencia de la colisión de placas continentales con 
subducción de litosfera oceánica: acortamiento de litosfera, 
formación de montañas, intrusiones graníticas, 
metamorfismo regional,… 
 
Entre estas características destaca la deformación que ha 
afectado a la cobertera sedimentaria, denominada 
tectónica de piel fina y consistente en cabalgamientos y 
mantos de corrimiento (al compararla con el efecto que se 
produce al apretar la piel con los dedos y producirse el 
desplazamiento de la epidermis sobre la dermis). 
 
Durante la orogenia Varisca dicho proceso originó los 
dominios con pliegues y mantos de corrimiento de la zona 
Asturoccidental-Leonesa, el dominio de los Pliegues 
Recumbentes (o de Ollo de Sapo) de la Centroibérica o los 
cabalgamientos de Ossa-Morena. La orogenia Alpina no 
produjo tales deformaciones ya que afectó en menor 
medida a la península Ibérica, pero aún así originó relieves 
espectaculares. 
 
 
3.1. Los Pirineos y la Cordillera Cantábrica. 
 
 Los Pirineos o Cordillera Pirenaica. 
 
Normalmente por Pirineos se entiende la cadena montañosa 
que separa España de Francia, pero su extensión geológica es 
mayor que la geográfica, prolongándose hacia el oeste hasta el 
límite entre Asturias y Cantabria, para hundirse bajo el mar 
Cantábrico y, hacia el este, hasta la región de Provenza, en 
Francia. La Cordillera Pirenaica se formó por la compresión 
originada en la colisión oblicua de las placas Euroasiática e 
Ibérica desde el Cretácico superior al Mioceno. 
 
La formación de las cordilleras Alpinas de la 
Península Ibérica no fue simultánea. 
En la imagen, esquema de los Pirineos en términos 
geológicos y su relación con otras cadenas alpinas 
como los Alpes. En la parte oriental, el borde norte 
de la placa Ibérica subduce bajo Eurasia; en 
cambio, la parte oriental (desde Guipúzcoa hasta La 
Coruña) es el resultado de la subducción de la 
litosfera oceánica del Golfo de Vizcaya bajo la placa 
Ibérica. 
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En la estructura de los Pirineos, que es más o menos simétrica, se distinguen: 
 
 Pirineo axial, donde aflora el conjunto hercínico, con importantes plutones graníticos, que 
corresponde al basamento o zócalo. Presenta materiales precámbricos metamórficos, siendo la 
mayoría paleozoicos, unos anteriores a la orogenia hercínica y plegados por ella
y otros 
posteriores. No hay mineralizaciones metálicas importantes. 
 
 Dos zonas subpirenaicas, septentrional y meridional, denominados Cabalgamiento Frontal 
Norpirenaico y Cabalgamiento Frontal Surpirenaico con terrenos mesozoicos-paleógenos de 
cobertera, despegados y desplazados hacia el norte (territorio francés) y sur (territorio es- 
pañol), respectivamente, gracias al nivel de despegue del Triásico (arcillas, yesos y sales del 
Keuper). 
 
Al norte y sur de los Pirineos se encuentran dos cuencas antepaís 
rellenas de sedimentos cenozoicos: la cuenca de Aquitania y la 
cuenca del Ebro, respectivamente. 
 
Con excepción de la región del País Vasco y algunos puntos del 
Pirineo catalán, falta el Jurásico y el Cretácico inferior, 
descansando el Cretácico Superior directamente sobre el 
Triásico. Este Cretácico, de calizas organógenas marinas y 
bastante potente (se puede observar en el valle de Ordesa y en 
Monte Perdido), se continúa con series calizo-margosas del 
Paleógeno. Al final del Eoceno empiezan a aparecer materiales 
continentales, y ya en el Mioceno son claramente 
postorogénicos. 
 
Estructuralmente los Pirineos están formados por una serie de 
mantos de corrimientos superpuestos, enraizados en la Zona 
Axial. Los materiales más antiguos del Cabalgamiento Frontal 
Surpirenaico cabalgan sobre los materiales más recientes de la 
cuenca del Ebro. La Zona Axial está formada por una serie de 
mantos de corrimientos apilados unos sobre otros, dando lugar a 
las zonas más elevadas de los Pirineos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Los Mallos de Riglos (Huesca). Están 
constituidos por conglomerados que se 
depositaron al pie de los relieves pirenaicos 
emergentes, de ma- nera sincrónica con la 
deformación tectónica por lo que constituyen 
una importante fuente de informa- ción sobre 
la historia evolutiva de los Pirineos. Desde el 
punto de vista estructural, pertenecen a la 
cuenca del Ebro (antepaís meridional). 
Imagen superior: corte geológico de 
los Pirineos por su zona central. En él 
se puede apreciar su simetría 
estructural con cabalgamientos 
dirigidos hacia el norte y el sur. 
 
Imagen inferior: mapa geológico de 
los Pirineos en los que se puede 
observar las principales estructuras 
tectónicas —en trazo grueso: fallas y 
cabalgamientos—. 
 
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 La Cordillera Cantábrica. 
 
La Cordillera Cantabrica puede considerarse como la prolongación 
occidental de los Pirineos, y ha sido formada también por la colisión 
oblicua de las placas Euroasiática e Ibérica. Mientras que en su 
mitad occidental, el Macizo Asturiano, afloran materiales del Macizo 
Ibérico afectados por estructuras alpinas, su mitad oriental, 
denominada Cuenca Vasco-Cantábrica, se caracteriza por el gran 
espesor de sedimentos durante el Cretácico. La Cuenca Vasco-
Cantábrica se subdivide en tres dominios, de SW a NE, la Plataforma 
Norcastellana, el Surco Navarro-Cántabro y el Arco Vasco. 
 
 
3.2. Las Cordilleras Béticas y Baleares. 
 
Es un conjunto típicamente alpino que comprende varias alineaciones de montañas y es muy 
complejo. Está adyacente el Macizo Ibérico y se extiende desde el golfo de Cádiz hasta las costas 
valencianas donde se adentra bajo el mar y emerge nuevamente en el NE de las Baleares. Por el sur 
se prolonga en la cordillera del Rif, en África. Se conoce también como orógeno alpino 
perimediterráneo. Estas cordilleras se formaron durante la orogenia Alpina como consecuencia de la 
triple colisión de las placas Africana, Ibérica y Alborán. En la 
actualidad, la Cordillera Bética se encuentra en un contexto 
geodinámico caracterizado por una compresión NNO-SSE y una 
extensión aproximadamente perpendicular ENE-OSO. La 
primera provoca una elevación regional de la cordillera de 0,5 
mm/año en Sierra Nevada. Esta actividad se manifiesta también 
por la presencia de fallas normales activas debidas a la 
extensión aproximadamente perpendicular y que produce un 
relieve escalonado. Aunque toda la Cordillera adapta 
actualmente este acortamiento, en la actualidad éste lo hace en 
mayor medida en su Zona Interna, donde se encuentran en la 
actualidad los mayores relieves y la mayor actividad sísmica. 
 
Desde un punto de vista tectónico la Cordillera Bética se subdivide en tres dominios: las Zonas 
Externas (Dominio Sudibérico), las Zonas Internas (Dominio de Alboran) y el Complejo del Campo 
de Gibraltar. Relacionados con estos dominios geológicos existen cuencas sedimentarias neógenas, 
que participaron en la estructuración de esta cordillera. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
En la imagen, esquema simplificado del orógeno Bético mostrando las distintas 
unidades. Obsérvese que unas cabalgan sobre otras. Entre el Prebético y el Subbético 
se encuentran las llamadas Unidades Intermedias formadas por turbiditas. 
 
Sedimentos mesozoicos de la cuenca 
Vasco-Cantábrica. Pico de Castro 
Valnera (Burgos-Cantabria). 
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 Zonas externas. 
 
En las Zonas Externas de la Cordillera Bética se distinguen 
dos grandes dominios geológicos denominados Zona 
Prebética y Zona Subbética. La primera, a la que 
pertenecen también las Baleares, corresponde a los 
sedimentos depositados en las partes más próximas al 
antepaís Ibérico, con facies marinas someras y 
continentales. La segunda corresponde a las áreas del 
paleomargen más distal o alejadas del continente; está 
fragmentada y compartimentada a partir del Carixiense en 
surcos profundos adyacentes a umbrales más someros, con 
series condensadas y superficies de discontinuidad 
frecuentemente karstificadas. 
 
 
 Unidades intermedias. 
 
Se localizan entre la Zona Prebética y la Zona Subbética y sus 
materiales poseen características híbridas de los de ambas 
zonas aunque con algunas particularidades. Proceden de 
sedimentos que se depositaron al pie de un talud submarino 
son pues, turbiditas. En el área oriental de las Unidades 
Intermedias están bien representados todos los periodos del 
Mesozoico pero son muy escasos los materiales del 
Cenozoico. Por el contrario, en el sector occidental están 
muy bien expuestos los materiales del Paleógeno y 
Neógeno. 
 
 
 Zonas internas. 
 
En las Zonas Internas se diferencian varios complejos 
tectónicos que se corresponden con mantos de corrimiento 
superpuestos y con metamorfismo decreciente, unos 
formados por rocas paleozoicas y mesozoicas y otros por 
rocas mesozoicas y/o 
tercianas. Estos complejos 
son, en orden ascendente 
respecto de su posición 
tectónica, el Nevado-
Filábride, Alpujárride, Maláguide y el Complejo frontal de las Zonas 
Internas. Solamente en los tres primeros complejos puede 
diferenciarse un basamento paleozoico y una cobertera mesozoica a 
paleógena. 
 
 
 
 
 
 
Disposición de lo complejos Alpujárride y 
Nevado-Filábride en Sierra Nevada 
(Granada). 
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 Unidades del Campo de Gibraltar. 
 
Se incluyen en las Zonas Internas a las “Unidades del Campo de 
Gibraltar” aunque su atribución es discutible, ya que en realidad 
corresponden a los depósitos en las cuencas profundas, con 
substrato de corteza oceánica (o continental parcialmente 
oceanizada), que rodeaban a la placa de Alborán. Esta Unidad es 
una estrecha franja que delimita y se interpone entre las Zonas 
Internas y Externas de las Béticas. Se trata de una unidad alóctona 
de cabalgamiento que monta la subbética y que se prolonga al 
otro lado del estrecho, bordeando las cordilleras norteafricanas
hasta alcanzar Italia. 
 
La Unidad está compuesta por fragmentos de corteza oceánica y 
de los sedimentos turbidíticos que la cubrían, muy deformados y 
mezclados. Los materiales son areniscas, calizas y margas intercaladas (flysch), correspondiente al 
Cretácico y Mioceno Inferior. Las Unidades del Campo de Gibraltar aparecen en diferentes 
afloramientos. 
 
 
 Cuencas sedimentarias neógenas. 
 
Finalmente cabe diferenciar varias cuencas sedimentarias 
neógenas (Granada, Guadix-Baza, Corredor de Almanzora, 
Dalias, Tabernas, Almería-Níjar, Vera y Bajo Segura). Las 
mejor preservadas en la Cordillera son las formadas a partir 
del Mioceno superior (Tortoniense superior), denominadas 
por algunos autores como cuencas postorogénicas. 
Presentan, en general, rellenos marinos en las secuencias 
inferiores y continentales en las superiores 
 
 
• Las islas Baleares 
 
Las islas Baleares son la parte emergida del llamado Promontorio Balear, amplia meseta que está 
separada de la península por el Surco de Valencia. A su vez el promontorio está dividido en dos 
partes por un surco que separa Ibiza y Formentera de Mallorca y Menorca. 
 
Geológicamente, Mallorca y Formentera se correlacionan con los materiales del Sistema Prebético. 
En Mallorca se observan dos alineaciones montañosas en las que las series del Mesozoico están bien 
representadas, así como el Eoceno. Estructuralmente forman una serie de delgados mantos de 
corrimiento empujados y apilados al NE. Entre las dos cadenas se localiza una cuenca formada por 
sedimentos del Mioceno, en gran parte recubiertos por un piedemonte cuaternario. 
 
Ibiza se correlaciona, además de los materiales del Sistema Prebético, con materiales de las 
Unidades Intermedias, terrenos calcáreos del mesozoico. También presenta mantos de corrimiento 
apilados. En Menorca afloran materiales paleozoicos del Silúrico, Devónico y Carbonífero, pero, a 
diferencia de las otras islas, no hay materiales del Cretácico superior ni del Eoceno. Estas diferencias 
hacer correlacionar el origen de Menorca con las cordilleras Costero-Catalanas. 
 
En la imagen, areniscas de la Unidad del 
Aljibe, una de las unidades del Campo de 
Gibraltar. 
 
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3.3. La Cordillera Ibérica (Sistema Ibérico) y la Cordillera Costero-Catalana. 
 
La Cordillera Ibérica o Sistema Ibérico y la Costero-Catalana, conocida también como Catalánides, 
pueden considerarse cordilleras contractivas intraplaca, relacionadas con la orogenia Alpina. Por sus 
edades y estilos de deformación equivalentes ambas se suelen agrupar como una unidad tectónica 
denominada Cadena Ibérica. Se extienden desde el este del Macizo Ibérico hasta el Mediterráneo, 
situándose en el antepaís de los Pirineos y de las cordilleras Béticas. 
 
El basamento varisco de la Cadena Ibérica, continuación del Macizo Ibérico, aflora en ambas 
cordilleras, por encima del cual se sitúa una potente serie pérmico-triásica que culmina con los 
depósitos plásticos del Keuper que sirven de nivel de despegue a una cobertera jurásica y cretácica. 
Están moderadamente deformadas, se originaron por la inversión tectónica de un antiguo rift 
Pérmico superior-mesozoico. Esta inversión tuvo lugar al mismo tiempo que la formación de los 
Pirineos, durante el Cenozoico. 
 
 
 La Cordillera Ibérica. 
 
Presenta una gran extensión ya que sus materiales paleozoicos y mesozoicos se extienden por 
Castilla-La Mancha, Castilla y León, La rioja, Aragón, Cataluña y la Comunidad Valenciana. Aunque la 
edad de la deformación principal —final del Oligoceno– corresponde a la orogenia alpina, el estilo 
tectónico es diferente, estando, en cambio, muy ligado a la estructura del Macizo Hespérico. Ello 
hace que se considere como una cordillera de tipo intermedio. 
 
La Cordillera Ibérica se subdivide en tres zonas: la Unidad de Cameros-Demanda, la Rama Aragonesa 
y la Rama Castellano-Valenciana. 
 
– La Unidad de Cameros-Demanda, la más septentrional de las tres, está limitada al norte y sur 
por sendos cabalgamientos frontales sobre las cuencas cenozoicas del Ebro y del Duero. Los 
materiales de esta unidad pertenecen al Paleozoico en La Demanda y al Jurásico superior-
Cretácico en Cameros. 
– La Rama Aragonesa, de directriz estructural NW-SE, posee extensos afloramientos paleozoicos e 
incluso precámbricos en su núcleo (donde se enclava la fosa tectónica terciaria de Calatayud-
Montalbán), rodeados por materiales mesozoicos. 
– La Rama Castellano-Valenciana, separada de la anterior por la Cuenca de Almazán, tiene 
también una directriz estructural NW-SE salvo en los afloramientos de la Sierra de Altomira, 
alineados N-S. Los afloramientos paleozoicos son mucho más escasos, estando mayoritariamente 
compuesta de materiales mesozoicos. También aquí aparecen fosas tectónicas terciarias como 
las del Jiloca o la de Teruel, que separa el Sector Castellano del Levantino. Algunas de estas fosas 
cenozoicas, como la de Montalbán, han 
sufrido deformaciones durante el ciclo 
paleógeno, mientras que otras, como la de 
Teruel, pertenecen al ciclo neógeno y sus 
sedimentos están horizontales. 
 
La Cordillera Ibérica conecta con la Costero-
Catalana a través de una zona de enlace, en la 
que destaca el Arco de Montalbán, con 
interferencia de estructuras ibéricas, de 
dirección NW-SE, y costero-catalanas 
orientadas NW-SE. 
Formaciones de calizas marinas de plataforma continental del 
Cretácico en la Cordillera Ibérica (Hoz de Beteta, Serranía de 
Cuenca). 
 
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 La Cordillera Costero-Catalana. 
 
La Cordillera Costero-Catalana se encuentra entre la depresión del 
Ebro y el Mar Mediterráneo, limitada al norte por Gerona y al sur 
por Castellón. A pesar de su proximidad, no están relacionables 
con el Pirineo, y sí, como ocurre con la Ibérica, con el desarrollo 
posthercínico del Macizo Ibérico. 
 
En la mitad norte aflora mayoritariamente el basamento, con 
granitos variscos y sedimentos paleozoicos, mientras que en la 
mitad sur lo hacen los sedimentos mesozoicos y algunos complejos 
plutónicos variscos. La estructura está formada por tres láminas de 
cabalgamiento (Vallés-Penedés, Camp y Priorat) situadas sobre 
cabalgamientos vergentes al NW, que involucran al basamento 
varisco. 
 
El conjunto presenta una tectónica de fallas escalonadas. Más que un plegamiento —los pliegues 
aparecen solo localmente—, se trata de una estructura causada por una tectónica de distensión que 
tuvo lugar en el Mioceno debido a la apertura del Surco de Valencia. 
 
La Cordillera Costero-Catalana está formada por un dos alineaciones montañosas paralelas a la costa 
(Cordilleras Litoral y Prelitoral) que responde a una estructura de bloques elevados del zócalo con 
una fosa (rift) longitudinal en el centro, la Depresión Prelitoral o del Vallés-Penedés. 
 
– La Cordillera Litoral está formada por rocas graníticas 
intruidas en la fase distensiva junto con metamórficas 
paleozoicas. El noroeste de Gerona se encuentra el área 
volcánica de la Garrocha con más de 50 conos volcánicos, 
algunos de los cuales estuvieron activos hasta hace unos 
10.000 años. La consecuencia fue la génesis de extensas y 
potentes coladas de lava. 
– La Cordillera Prelitoral tiene menor proporción de granitos y 
más de metamórficas. Cabalga hacia el oeste sobre la cuenca 
del Ebro, lo que ha originado la acumulación de sedimentos 
que en su posterior plegamiento y elevación han dado lugar a 
montañas como el macizo de Montserrat, constituido 
principalmente por conglomerados. 
 
Finalmente se incluyen en este apartado los afloramientos poco o nada deformados de la Cobertera 
Tabular de la Meseta, situados
al norte del Prebético y sur de la llanura terciaria manchega. Las 
facies de los materiales triásicos y jurásicos que la conforman son similares a los correspondientes de 
la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica o del Prebético del sector oriental (Prebético de Hellin). 
 
 
3.4. El Sistema Central y los Montes de Toledo. 
 
El Sistema Central es una cordillera situada en el centro de la península ibérica que tiene una 
orientación SO-NE. Tiene una longitud aproximada de 600 km y va desde el centro de Portugal al 
Sistema Ibérico, situado en el centro-noreste de España. 
 
Parque Natural de la zona Volcánica de la 
Garrocha (Gerona) desde el aire. En primer 
término, el volcán Santa Margarida. Al fondo, 
el volcán Croscat. 
 
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Forma parte de la Zona Centroibérica del macizo Ibérico excepto su 
extremo oriental (sierras de Ayllón y Alto Rey y parte de 
Somosierra) que pertenece a la Zona Asturoccidental-Leonesa. 
Ambas zonas están separadas por la falla de la Berzosa. 
 
El Sistema Central representa la división de la Meseta Central entre 
la submeseta norte y la submeseta sur y, salvo alguna excepción 
menor, constituye la divisoria entre las cuencas del Duero y del 
Tajo. 
 
El sistema se levantó durante la orogenia Alpina, en el Cenozoico, 
aunque los materiales sobre los que se asienta (el zócalo granítico 
meseteño) sean de la orogenia Hercínica. En la zona 
Asturoccidental-Leonesa predominan las rocas metamórficas y en el resto plutónicas, esencialmente 
diversos tipos de granito. En una extensa zona también aflora el gneis “Ollo de Sapo”. 
 
Alrededor de los macizos metamórficos y plutónicos aparecen acumulaciones discontinuas de rocas 
sedimentarias, principalmente del Cretácico, que en ocasiones afloran en zonas deprimidas del 
Sistema Central, como es el caso del Valle del Lozoya. Estas rocas han sufrido una fuerte erosión, por 
lo que se han aplanado mucho tanto en las cumbres (conocidas por los montañeros como "cuerdas") 
como en las estribaciones septentrionales y meridionales. Por tanto, el Sistema Central es una 
cordillera formada por rocas muy antiguas pero con un relieve reciente. 
 
 
Los Montes de Toledo separan la cuenca del Tajo de la del Guadiana. Son numerosas las pedrizas, o 
canchales, grandes cúmulos de cantos angulosos de cuarcita formados por gelifracción. 
 
Se trata de una estructura rejuvenecida por la orogenia alpina, pero a diferencia del Sistema Central, 
no son bloques levantados y hundidos, sino que es un relieve apalachense puesto al descubierto tras 
la intensa erosión que afectó a la zona después de la orogenia. Son, pues, crestones cuarcíticos, de 
cuarcita armoricana, de una altura uniforme, en torno a los 1400 metros, que no han sido afectado 
por la erosión glaciar. 
 
Los Montes de Toledo, al igual que el 
Sistema Central, están constituidos 
mayoritariamente por materiales 
precámbricos y paleozoicos, de tipo 
detrítico e ígneo. 
 
 
Sección esquemática noroeste-
sureste del Sistema Central. Nótese 
la corteza engrosada bajo la cadena 
y la presencia de fallas inversas y de 
desgarre. El Sistema Central está 
formado por un conjunto de bloques 
separados por fallas muy antiguas y 
mal soldadas que permiten que el 
relieve se reactive duran- te 
orogenias posteriores como la 
Alpina. 
 
El circo de Gredos (Ávila), en la Sierra de 
Gredos, es una de las pocas formaciones 
glaciares del Sistema Central. 
 
Corte geológico del sector occidental de 
los Montes de Toledo.