Geografía de España. Relieve: 4. Cordilleras exteriores a la Meseta

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4. CORDILLERAS EXTERIORES A LA MESETA 4.1. CORDILLERA COSTERO CATALANA De 250 Km. de longitud y 30 o 40 de anchura, es compleja tanto por su origen como por su morfología. El movimiento herciniano levantó los macizos, hoy inexistentes, catalano–balear y el del Ebro, que durante el mesozoico fueron fuertemente atacados por la erosión, hasta convertirlos prácticamente en penillanuras1. Durante este mismo período las zonas hundidas y cubiertas por el mar sufrieron el proceso de depósito, mayor en dirección a mar adentro (NW), en las zonas donde se formaron calizas luego tendremos paisaje cárstico. El movimiento alpino alteró sustancialmente el paisaje: hundió los macizos hercinianos y levantó las antiguas fosas en un sistema de horst y de fallas (de NE a SW), plegando los depósitos mesozoicos sobre ellos depositados, dando, según su abundancia y grosos (de menor a mayor y de NE a SW)), lugar a estructuras sajónicas, jurásicas o pirenaicas. De este período es importante también destacar los fenómenos volcánicos. Para concluir, el movimiento de reajuste miocénico dio lugar a una serie de fallas transversales a la cordillera que son las que orientan la red hidrográfica y aíslan sierras y macizos. Podemos diferenciar cuatro zonas:

a/ Una depresión costera, constituida por una falla con depósitos postalpinos, hundida en el mar, de la que, no obstante, quedan restos en la zona Barcelona–Palafrugell. b/ La cadena costera, de unos 150 km. (desde Vilanova i la Geltrú hasta Gerona), que en las zonas donde recibió menos depósitos (NW) tiene estructura germánica y, donde fueron más abundantes (SE) la tiene jurásica. c/ La depresión prelitoral es una falla rellena con materiales continentales postalpinos, que al fracturarse y hundirse abrió el camino a fenómenos volcánicos y termales. d/ La cordillera prelitoral, de 250 km. (desde el Ampurdam hasta el Puerto de Beceite), que pasa, de Norte a Sur, de estructuras germánicas a jurásicas (por las mismas razones que la “litoral”).

4.2. LOS MONTES VASCOS (Utilizable si se incluyen en este lugar sus contenidos y no en la Cordillera Cantábrica) Los Montes Vascos desde la perspectiva de su inclusión en el movimiento que levantó los Pirineos. Su origen se sitúa en el movimiento de la placa ibérica hacia la Europea, que 1.– Materiales de este proceso erosivo se depositaron en los bordes de los macizos y se sedimentaron como conglomerados. Posteriormente, cuando fueron levantados y expuestos a la erosión, resistieron mucho mejor que lo que los rodeaba, y hoy aparecen como sierras o zonas montañosas, la más famosa de las cuales es la de Montserrat.

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originó la reactivación de la falla Norpirenaica (parte de la falla atlántica), que, en el Cretácico, da lugar a la creación de un rift (expansión cortical, dentro del proceso de apertura del océano Atlántico–Golfo de Vizcaya), y, en el Cretácico final, con el inicio del movimiento compresivo, da lugar a un movimiento subducción. Dos aspectos caracterizan la tectónica de los Montes Vascos:

1/ La existencia de la falla activa de Pamplona, que produce un cambio en el sentido de la subducción. Hasta esa falla la plataforma Ibérica se subduce bajo la Europea, dando lugar a los procesos de cabalgamiento y vergencia hacia el Sur, que caracterizan al Pirineo, mientras a partir de la falla la subducción es inversa, la placa Europea y la corteza oceánica del Golfo de Vizcaya se introducen bajo la placa Ibérica, por lo que la vergencia se produce hacia el Norte. Esto explica que en el sector vasco los materiales paleozoicos no aparezcan, exceptuando la franja oriental del macizo de las Cinco Villas, como lo hacen en el Pirineo. Por otro lado, la falla de Pamplona produjo que la fuerza compresiva Norte–Sur, que da lugar a las estructuras pirenaicas, se modificase por una NE–SW, que el sentido de los ejes sinclinales de los Montes Vascos.

2/ El cerramiento de la antigua fosa–mar pirenaico se realizó de Este a Oeste.

Comenzó en el Paleoceno en el extremo oriental pirenaico y concluyó al final de Holoceno en la zona occidental. Por ello, en esta última zona hubo una mayor acumulación de materiales sedimentarios marítimos (flisch, calizas, margas...), dúctiles y plásticos, que darán lugar a una mayor facilidad para el plegado jurásico.

Por otro lado, en los Montes Vascos tampoco se observa la importancia que los mantos de corrimiento tuvieron en el Pirineo. La existencia de fuerzas compresivas menores (el acercamiento de la placa Ibérica a la Europea en la zona pirenaica fue de unos 100–50 Km), la vergencia hacia el N, antes citada, y la existencia de un flanco Sur con menos desnivel (en el Pirineo se genera la depresión del Ebro, hacia donde, por la fuerza de la gravedad, se deslizan los mantos de corrimiento), en el que se encuentra el flanco nororiental de la Meseta y una pequeña –y la más levada– proporción del valle del Ebro, son las causas de ello. Los Montes Vascos se estructuran en ejes NW–SE, con tres zonas muy marcadas:

1/ Desde la costa al llamado umbral atlántico–mediterráneo, las alineaciones montañosas NW–SE presentan un escalonamiento desde la costa al interior. Tenemos tres alineaciones: la más norteña, con alturas inferiores a los 750 metros, en cuyos flancos se desarrollan las abruptas y acantiladas costas, una intermedia, con alturas inferiores a los 1.000 metros, y el llamado “umbral” (una cadena de sierras desde la de Salvada hasta la de Aitzgorri), que conecta con la zona paleozoica del macizo de las Cinco Villas. Es en esta última donde se dan las mayores alturas, aunque no superan los 1500 metros, y donde aparecen los relieves en cuesta, con su frente hacia el N. Las morfoestructuras que aparecen son plegamientos de materiales blandos erosionados por la potente red fluvial,

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que da lugar a sinclinales colgados, anticlinales desmantelados, relieves en cuesta... y paisajes cársticos. 2/ La llamada depresión intermedia (llanada alavesa), que no es sino una fosa subsidente desde el Cretácico, que conecta con la fosa intermedia pirenaica, donde se acumulan materiales resultantes de la erosión–depósito de las sierras que la rodean. 3/ Un conjunto de alineaciones que separan la fosa intermedia de la del Ebro. Son dos alineaciones, también con ejes dirección NW–SE, que están separadas por la depresión de Treviño. La altura de la primera alineación no supera los 1.100 metros, mientras la segunda, que presenta una línea de cabalgamiento (por la fuerza de la gravedad) sobre el valle del Ebro, tiene alturas en torno a los 1.450 metros.

4.3. EL PIRINEO De 435 Km. de longitud (desde el golfo de Vizcaya hasta el cabo de Creus), las alturas máximas las alcanza en la zona central, en torno a los 2.000–3.000m. (Aneto, 3.404) Fases de su génesis: el movimiento herciniano levantó los macizos del Ebro (donde hoy está el valle) y de Aquitania, hundiendo una fosa entre los dos (donde hoy están los Pirineos), cubierta por el mar. El mesozoico fue una fase de erosión y sedimentación en esa fosa. El movimiento alpino hundió lo que quedaba de aquellos macizos y levantó los sectores del zócalo que habían sido una fosa, plegando la cobertera acumulada sobre ella en el período anterior, en dirección E–W (recordemos que se enfrentaban las fuerzas de las plataformas ibérica y francesa), en dos grandes anticlinales, con otros más pequeños cada uno de ellos. Donde había estratos de materiales muy blandos (margas marinas) se produjeron cabalgamientos (pirenaico) y corrimientos. Hasta el reajuste isostático miocénico fue una etapa de erosión y depósito en los valles2. El citado reajuste supuso un reelevantamiento que tuvo dos consecuencias importantes: aportar una gran variedad litológica y exhumar formas (zonas del zócalo de la zona axial, antiguos sinclinales, relieves invertidos...) y materiales fosilizados bajo los mantos terciarios depositados, provocando un rejuvene– cimiento de la erosión.

2.– Los mallos de Riglos, por ej., son unos conglomerados sedimentados desde detritos de esta fase, que han resistido mejor a la erosión que el material más blando que lo rodeaba, y hoy quedan a la vista como zonas elevadas.

WE

Zona Central

Desciendesuavemente

Mayor altura Desciendebruscamente

FIGURA 4. Perfil longitudinal

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En este complejo modelo actuaron las erosiones glaciar y fluvial. La primera tuvo importantes consecuencias en esta cordillera. Están localizados 10 glaciares que descendieron sus lenguas hasta los 700 m. sobre el nivel del mar (las nieves perpetuas se encontraron a partir de los 1.800 m). El resultado fue la excavación de valles en U, etc..., y la herencia de los ibones o pequeños embudos formados por el hielo, que al fundirse nos ha dejado los pequeños lagos pirenaicos. La erosión

fluvial ha dado lugar, entre otras cosas al sistema de valles, longitudinales (uno solamente, a través de la fosa media E–W) y transversales. Zonas del Pirineo: podemos diferenciar claramente cuatro:

a/ La zona axial es el eje de la cordillera, los restos exhumados del zócalo herciniano (calizas muy antiguas, pizarras y cuarcitas –apalachense– y granitos, sobre todo en las zonas más altas de Posets–Maladeta–Aneto, que han resistido mejor a la erosión), es la zona más alta, entre 2.500 y 3.000 m. (Aneto, 3.404). b/ Las sierras interiores (Monte Perdido, Visaurín, Collarada, Tendeñera, Cotiella, Cadí...), corresponden ya a lo que se suele llamar prepirineo (zona de los plegamientos), son el primer anticlinal (de los dos que hemos señalado antes) y esta pegado al eje axial. Sus materiales son mesozoicos y su estructura es jurásica y pirenaica, siendo frecuentes los mantos de corrimiento. En las zonas calizas aparecen paisajes cársticos y relieves de detalle en escamas.

c/ La depresión media prepirenaica también denominada “canal de Berdum”, que va de Pamplona a Tremp. Es el sinclinal entre los dos grandes anticlinales, está rellena de depósitos de la erosión en las zonas más altas que la rodean. La erosión fluvial ha acentuado su depresión. d/ Las sierras exteriores o segundo gran anticlinal, (también forma parte del denominado prepirineo). Tiene alturas inferiores a los 1.900 m. rondando entre los 1.000 y 1.700. Su composición litológica con materiales mesozoicos permitieron plegamientos jurásicos y corrimientos. En las zonas con calizas aparecen paisajes cársticos, como los cañones o foces. Son frecuentes también los fenómenos de diapirismo3 y de vulcanismo cuaternario (Olot).

3.– Mecanismo por el cual una masa de rocas menos densas instruye instruye o se introduce entre las capas suprayacentes (superiores) más densas, después de romper las capas inferiores o, como es el caso, a través de las facturas producidas por las convulsiones de un movimiento orogénico.

Fase 1Plegamiento

Fuerza lateral muy potenteEstrato muy plástico

Fase 2Comienza el corrimiento

Raiz Frente

Fase 3cadena alóctonaRaiz

Cadena alóctona

FIGURA 5. Cadenas Alóctonas

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4.4. LAS CORDILLERAS BÉTICAS De una longitud de 620 Km. Se extienden desde Cádiz al Cabo la Nao, con dirección SW–NE. Su altura máxima es el Pico de Mulhacén de 3.482 m. Su origen: el movimiento herciniano había levantado el zócalo peninsular y el (hoy inexistente) macizo Bético–Rifeño, quedando entre los dos un geosinclinal cubierto por el mar. Durante el mesozoico y parte del terciario se fueron depositando en esta parte hundida potentes espesores de sedimentos, donde alternaban calizas y margas sobre materiales muy plásticos (blandos, moldeables y lubricados). Ya en el mioceno, el movimiento orogénico provocado por el acercamiento de las placas ibérica y africana, dará lugar al plegamiento de estos estratos adoptando la forma de mantos de corrimiento (dirección S–N) y pliegues alóctonos4 (cadenas alóctonas son aquellas que se desplazan de su lugar de origen: la compresión fue tan intensa que formó pliegues inclinados y tumbados en la dirección del empuje; estos pliegues fueron arrancados de sus raíces y transportados, por deslizamiento sobre capas muy plásticas, generalmente arcillas, hasta muy lejos del lugar donde se depositaron estos estratos), y al hundimiento de la fosa del Guadalquivir. A finales del neozoico y principios del cuaternario, la zona sufrió un nuevo reajuste isostático que tuvo las siguientes consecuencias:

1/ Reelevación del sistema con exhumaciones de materiales del zócalo y rejuvenecimiento de la erosión, que va a dejar las cumbres sin prácticamente cobertera secundaria.

2/ Reelevación de la zona Norte con lo que se cierra por esta parte al mar la fosa del Guadalquivir, que comienza la sedimentación de su valle.

3/ Hundimiento de fosas sublitorales, con la formación del estrecho de Gibraltar. 4/ Fenómenos de vulcanismo.

La fortísima erosión cuaternaria, como ya hemos señalado, va a dejar cobertera mesozoica sólo en las zonas hundidas, que además van a recibir los depósitos de lo arrancado en las cumbres. La erosión fluvial tiene diferencias según sea de la vertiente Norte o Sur. La primera, a cargo de las redes del Guadalquivir y el Segura, se ejecuta explotando las zonas de margas, mucho más blandas que las calizas; la segunda vertiente, correspondiente a los ríos que van a desembocar directamente sobre el mar, presenta una red muy heterogéneas, que utiliza la fosas y, dado el gran desnivel existente, ejecuta una erosión muy viva, labrando angostos y encajados valles. Podemos diferenciar cuatro grandes zonas:

a/ Sierras penibéticas (o propiamente béticas): son la zona nuclear, donde se encuentran las raíces de los mantos de corrimiento y los sectores del zócalo sobreelevado por el reajuste de finales del terciario o exhumados por la erosión.

4.– En este plegamiento se incluyen áreas de las Baleares o del Rif marroquí.

Raicestectónicas

Zocalo en forma de cúpula.El reajuste isostático lo sobreelevó y la erosión ledió forma. Restos de manto

Dirección del empuje que provocó el corrimiento

Esquema de Sierra Nevada

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Se distinguen tres subunidades:

– Sierras interiores, donde se dan las mayores alturas (Sierra Nevada). Entre sus formas de relieve vemos domos5 y cúpulas producidas por la erosión sobre el duro material paleozoico del zócalo que asoma en las cumbres, junto a ellos las raíces triásicas dan lugar a sierras de tipo apalachense. También aparecen mantos de corrimiento (sierra de Baza, Alpujarras...) Y erosión glaciar, especialmente en Sierra Nevada.

– Sierras litorales, son las zonas de los mantos que aparecen con formas de detalle en klippe6. También hay restos de vulcanismos (Gata, Palos), muchas veces con forma de acantilados o de abruptas sierras.

– Flysh7 del Campo de Gibraltar (arenas, areniscas, margas, calizas...). Del Cretácico–Paleoceno, sobre el que la erosión desigual, según la dureza de los materiales, ha dado lugar a una fuerte fragmentación en escamas, pliegues, etc...

b/ Surco o depresión intrabético (hoyas de Antequera, Granada, Guadix...), que en realidad son un conjunto de fallas de finales del neozoico, rellenas de materiales detríticos de finales del terciario y de evaporitas y calizas (no olvidemos que el cierre al mar del valle del Guadalquivir es muy reciente). La erosión provocada por el contraste típicamente mediterráneo entre época muy áridas y otras de lluvias torrenciales, junto con la devastadora acción del hombre, han provocado un empobrecimiento de este suelo. c/ Sierras Subbéticas constituidas por pliegues jurásicos en las zonas interiores con calizas, mantos alóctonos, que la erosión a individualizado en Klippes, que aparecen como macizos aislados (sierras de Antequera y Jabalón), donde se ha realizado una erosión diferencial, según la dureza de los materiales, apareciendo crestas de calizas, frentes en escama, sinclinales colgados... d/ Sierras prebéticas, constituidas sobre la cobertera mesozoica–terciaria, en las zonas más meridionales mantiene la estructura de mantos alóctonos, aunque menos desplazados (están más alejadas del eje que ejerció la fuerte fuerza lateral) que en las subbéticas; mientras que en las más septentrionales pasa a tener una estructura sajónica.

En conjunto, y para concluir, señalar otro aspecto importante del relieve de estas cordilleras: la importancia de los paisajes cársticos, tanto superficiales (Antequera) como en profundidad (cuevas de Nerja y Aracena).

5.– Formas redondeadas, semiesféricas. 6.– Conjunto elevado, que formó parte de un manto, pero que la erosión ha aislado de sus orígenes. 7.– Formación de depósitos marinos de gran profundidad.