Macizo Ibérico

O macizo Ibérico, ou macizo Hespérico, é o núcleo do oeste Península Ibérica onde aparecen rochas do Proterozoico superior e do Carbonífero que se formaron durante a oroxénese herciniana ou varisca, a cal se produciu pola colisión de finais do Devoniano e mediados do Carbonífero (hai 370-290 mill. de anos) entre Laurusia e Gondwana para formar a Panxea. O macizo linda co mar Cantábrico ao norte, o océano Atlántico ao oeste e a cunca do Cenozoico do Guadalquivir ao sur.
A oroxénese herciniana ou varisca presenta no macizo unha forte curvatura que está centrada en Asturias e formando o arco Ibero-Armoricano. Ese arco é o continuo do macizo Ibérico co macizo Armoricano, da Bretaña francesa, e que hoxe en día están separados por mor da apertura do golfo de Biscaia durante o Mesozoico-Cenozoico. Trala separación do arco, a placa Ibérica desprazouse cara ao sueste seguindo un xiro levoxiro.
Esa oroxénese afectou aos estratos rochosos e aos sedimentos que había con pregamentos, deformacións tectónicas, coa fusión de rochas e coa intrusión de abundante masa ígnea. As rochas deformadas, que polo xeral se metamorfizaron e recibiron intrusións de diferentes tipos de granitoides, formaron unha ampla cadea montañosa a finais do Paleozoico. Neste proceso de colisión tamén se xunguiu o macizo con fragmentos litosféricos, e que agora se atopan dentro del. Tamén presenta materiais precámbricos e paleozoicos na metade occidental.
A finais do Carbonífero comezou a erosión da cadea herciniana ou varisca que se formara nesa oroxénese. O seu desmantelamento creou unha perichaira sobre da que se depositaron diferentes sedimentos, en particular na súa marxe oriental e desde o Triásico. Coa quebra da Panxea e a apertura do Atlántico e o Tetis, o macizo Ibérico quedou como o núcleo da placa Ibérica e tamén da actual península. A posterior tectónica alpina produciu os novos e actuais relevos do macizo Ibérico.
O macizo Ibérico é un complexo de interese global xa que é un continuo único que permite analizar dentro da área periférica atlántica do final do Proterozoico e o Paleozoico a evolución do norte de Gondwana e o océano Reico. Contén rexións onde se poden estudar a dinámica litosférica dese período grazas ao estudo dos rexistros de codias continentais, os procesos tectónicos, os metamorfismos e a evolución de oroxéneses. Neste macizo hai declarados 38 Geosites, como son o manto do río Esla na zona cantábrica, o manto de Mondoñedo na zona oeste asturiano-leonesa, a serra do Courel na zona central ibérica ou o complexo do Cabo Ortegal na zona de Galicia-Trás-os-Montes. Historia
Staub foi quen por primeira vez describiu o macizo Ibérico como unha unidade tectónica. Considerou que sería o resultante de placas do Arcaico que se foran re-transformando durante o eventos de oroxénese herciniana e caledoniana. Stille respondeu a anterior idea precisando que pertencería en esencia para os efectos de procesos tectónico-termais do herciniano. O primeiro en facer unha descrición da área do macizo foi Lotze en 1921 e 1961, con dous breves artigos importantes sobre diso en 1945, que a clasificou en seis zonas empregando datos de litoloxía, estruturas e metamorfismos. Nesa década as propostas da tectónica de placas favoreceu que xurdiran diferentes ideas da formación da placa e se propuxeran varios modelos de xeodinámica. Quen establecería unha relación do macizo Ibérico coa placa continental de Armórica, que se separou de Gondwana durante o Paleozoico, foi Van der Voo en 1982. O macizo estaría no sur de Armórica e estaría separado de Laurentia polo proto-Atlántico, de Báltica polo mar de Tornquist e de Gondwana polo océano Theico. Cunha colisión en varias fases durante desde mediados ata finais do Paleozoico tería acontecido unha oroxénese no círculo Atlántico.
Existen diferentes posturas sobre da evolución do macizo e as partes que o compoñen. Nunha liña están os modelos que baseándose en datos paleomagnéticos e xeofísicos propoñen diferentes encaixes do macizo. Consideran que a península foi unha única unidade continental durante o Paleozoico e que os diferentes procesos tectónico-termais que a afectaron se deron durante o herciniano. Noutra liña están as posicións que seguen a proposta de Robardet de 1976 que se basea en información da fauna. Robadert suxeriu que as posicións paleobioxeográficas da zona Central Ibérica e da Ossa-Morena no Paleozoico eran diferentes. Ademais, coñécese a descontinuidade de placas de Badaxoz e Córdoba. Por iso, desde esa proposta considerouse a posible existencia de dous bloques continentais. A rexión de latitude norte estaría ligada ao herciniano europeo namentres que a zona sur o estaría con Gondwana. A descontinuidade de Badaxoz-Córdoba sería o resultado de interacción entre esas dúas masas durante o Carbonífero. Zonas do Macizo Ibérico
O macizo Ibérico foi dividido por Lotze en 1945 por primeira vez en seis áreas, Julivert redefiniunos en cinco en 1972 e finalmente na década de 1980 precisáronse os límite de seis zonas. Esta clasificación considerou factores de estratigrafía, estrutura, metamorfismo e presenza de materiais ígneos. De norte a sur as zonas definidas no macizo son: a zona Cantábrica, a zona Asturoccidental-Leonesa, a zona Centroibérica, a zona de Galicia-Trás-Os-Montes, a zona de Ossa-Morena e a zona Surportuguesa. A zonación proposta segue a orde que ocuparon esas áreas na antiga oroxénese herciniana. As áreas cantábricas e sur de Portugal son as rexións máis exteriores e mostran sedimentos formados durante a oroxénese (siroxénese) e pregamentos e acabalgamentos inclinados de cara ao exterior da cadea. Pola contra, as demais zonas pertencen á área máis interior e onde se deron deformacións importantes, metamorfismos e magmatismos.
Ademais desas seis, outra zona que se propuxo a maiores é a zona Lusitano-Mariánica. Esta sería unha área segregada do norte da zona Ossa-Moreno e que se estaría definida por diferenzas de estratigrafía e paleoxeografía. Así mesmo, a existencia de diferentes relacións de socalcos alóctonos, de orixe basal, ofiolítica ou superficial, entre as zonas de Galicia-Tras-os-Montes e Ossa-Morena levou a proposta de unificalas nunha unidade xeotectónica nova: a zona Galicia–Ossa-Morena.
Zona Cantábrica
A zona cantábrica atópase no noroeste do macizo e foi a cabeceira de oroxénese. Esa fronte do Paleozoico era unha bacía de fronte de cadea de sedimentos de pouco grosor. O levantamento desa bacía, que era a zona máis continental da plataforma paleozoica, seguido por procesos de erosión no Devoniano resultaron nunha zona con fracturas orientadas cara á parte externa e con descontinuidades estratigráficas. O cambio de ser unha plataforma pasiva a ser unha zona de colisión xerou primeiro un afondamento da plataforma oceánica e despois unha alta acumulación de sedimentos (un proceso posterior ligado á oroxénese) no Carbonífero. Así, a zona cántabra é a rexión de alto pregamento tectónico que formou o núcleo do arco Ibérico-Armoricano. É un exemplo dunha fronte con acabalgamento e pregamentos asociados. Destacan a deformación superficial ("tectónica de pel fina") e o tipo de deformacións da codia, que teñen un xeito arcado en comparanza coa liña de oroxénese.
O posterior levantamento pola oroxénese alpina do Cenozoico xerou macizos calcarios, como é a montaña de Covadonga dos Picos de Europa, o val de San Emiliano ou Somiedo. Nesta zona aparecen abundantes depósitos de sinoroxénese que permiten datar os acabalgamentos e reactivamentos dos pregamentos. Así mesmo, en superficie pódense apreciar os acabalgamentos de Esla, de Ponga ou dos Picos de Europa.
Polo leste está limitada coa zona asturiano-leonesa polo acabalgamento de La Espina na área de antiforme do Narcea. Os seus outros lindes son as formacións de pegada de oroxénese alpina, a cunca cenozoica do Douro. Nesta zona pódense diferenciar as unidades de Somiedo-Correcilla, Esla-Valsurbio, Sobia-Bodón e a de Arnao.
Zona Asturoccidental-Leonesa
A zona asturiano occidental e leonesa é un cinto de lousa de pregamentos orientados cara ao leste, que canto máis ao oeste máis tombados e apertados se atopan. Estes pregamentos están cortados por acabalgamentos que verteron cara ao mesmo lado e que tiveron un pregamento posterior que seguiu un eixo axial vertical. O metamorfismo foi de epi- a mesozonal. As rochas desta zona, dun alto espesor, son en esencia rochas precámbricas e do Paleozoico Inferior, con algunhas poucas do Paleozoico Superior, que teñen unha orixe en sedimentos mariños profundos.
Esta zona está limitada ao leste polo anticlinorio de xisto do Narcea e ao leste polo anticlonorio porfiroide do Ollo de sapo. Dentro esta zona hai dous dominios: polo leste está o dominio de Navia e Alto Sil e polo oeste está o dominio do manto de Mondoñedo. O dominio do Navia e Alto Sil defíneno pregamentos con caídas abruptas e a deformación dúctil que mostran as facies dos xistos verdes. O manto de Mondoñedo tamén mostra pregamentos acentuados inda que estes decaen cara ao oeste e vólvense pregamentos deitados e fallados. O metamorfismo deste aumenta segundo as fallas se fan sub-horizontais. Destaca nesta zona como as súas lousas do Cámbrico e as floracións de cuarcitas revelan a deformación tanxencial que se produciu nunha segunda fase do varisco.
Esta zona, así como a central, permitiu a definición de granodioritas de cedo, que se formaron na base continental, e leucogranitas, ou granitos de dúas micas. As granodioritas de cedo e as leucogranitas formáronse hai 350-305 mill. de anos. Nunha área máis reducida da zona aparecen granitoides de posterior formación, de hai 295-285 Ma. , e que están ligados ao un pulso magmático ao final da oroxénese.
Zona Centroibérica
Esta zona central representa a parte máis ampla e céntrica do macizo Ibérico, pois chega ata un ancho máximo de 400 km. Polo norte remata coa falla de Viveiro e polo sur coa cizalla de Badaxoz-Córdoba. Sobre deste, e polo norte, atópase unha unidade alóctona que cabalga sobre dela, a zona de Galicia-Trás-Os-Montes.
A súa orixe estivo nunha plataforma mariña extensa e estable, fundamentalmente cuarcítica, do inicio do Paleozoico. Esa plataforma mariña, que foi extensa e chegaría a zonas do oeste africano ou mesmo a Afganistán, actuou de forma pasiva como marxe continental. A súa estrutura mostra rexións superficiais cun baixo grao de metamorfismo, en particular no seu sur e sueste como Toledo e Estremadura. Na súas áreas máis superficiais defínena a presenza de cuarcitas armoricanas seguindo sinclinais, e que resistiron á erosión. No seu termo sur, como en Guadarranque, Toledo ou Herrera del Duque entre Badaxoz e Cidade Real, aparecen as cuarcitas aparecen asociadas a sinclinais alongados. Na zona central aparecen en lugares como no parque natural de Batuecas, Salamanca. Xa no norte e zonas do centro, aparecen deliñando os núcleos de anticlinais nas formacións do Ollo de sapo. Nalgúns casos aparecen rochas metamórficas de alto grao e unha fusión extensa. Este tipo aparece como floracións dentro de estruturas como antiformes e domas.
O magmatismo desenvolveuse nesta zona dunha forma importante e mostra granitos autóctonos por fusión in situ de materiais da pre-oroxénese e plutóns graníticos da última fase da oroxénese. Ademais da transgresión de cuarcitas, predominan os materiais pre-ordovícidos e materiais ordovícicos e silúricos dun xeito uniforme.
Nesta zona atópanse dous dominios: o do Ollo de sapo e o complexo de xistos grauváquico. O dominio do Ollo de sapo é menor e extensión e atópase no noroeste ibérico galego. Nel aparecen amplas floracións de gneis glandulares (que son as formacións do "Ollo de sapo"), granitos sintectónicos e áreas cun metamorfismo rexional elevado. Neste caso os pregamentos están deitados mirando cara ao leste e nordés. Pola outra banda, o complexo de xistos grauváquicos supón toda a zona sur desta zona. Defíneno os materiais de lousas e grauvacas anteriores ao Ordovícido inferior, a abundancia de granitoides do final da oroxénese e un baixo metamorfismo na rexión máis meridional desta dominio.
Zona de Ossa-Morena
A zona de Ossa-Morena limita polo norte coa zona Centroibérica e polo sueste co acabalgamento do Ficalho, polo sur coa banda metamórfica de Aracena e coas fallas nas que comeza o leito do Guadalquivir. Esta zona correspóndese co pequeno continente de Armórica, que arestora se atopa separado das rexión centroibérica e sur portuguesa por ofiolitas resultantes da sutura. Esta zona tería sido unha marxe continental activa na que houbo un ciscallado das terras periféricas da Gondwana e Laurasia no proceso de oroxénese Cadomiana (de 562 a 524 mill. de anos), que resultou na unión de continentes por converxencia e colisión no final do Paleozoico. Esa marxe continental non tería pasado por un proceso de oroxénese que formase cordilleiras ou a fose unha marxe continental activa. A litosfera oceánica tería subducido por debaixo da zona de Ossa-Morena na súa viaxe en dirección norte. As estruturas desta zona oriéntanse mirando cara ao suroeste, isto é, na dirección oposta á Asturoccidental-leonesa.
Nesta zona dominan as floracións precámbricas e cámbricas, de rochas que chegan ata o Carbonífero, e dominan fortes pregamentos e acabalgamentos dese período. Aí o metamorfismo é algo dominante, de xeito que aparecen rochas básicas e volcánicas. Na parte máis superficial dominan materiais de arenito e lutíticos, de metamorfismo variable. Pola contra, o núcleo dos anticlinais conteñen rochas metamórficas de grao alto ou medio. As rochas paleozoicas de orixe mariña intercálanse con colas volcánicas, rodeadas de blendas, piritas e galenas. Nesta zona tamén aparecen como resultado do plutonismo e intrusións de filóns. Nesta zona está ben identificado o magmatismo cadomiano e do final do Proterozoico. Demostra unha evolución de 120 mill. de anos na que aconteceron procesos como o rift do período de oroxénese, diferentes magmatismos de oroxénese e rifts post-oroxénese.
Nesta zona danse diferenzas significativas co resto das masas de granitoides autóctonos do macizo. Adoitan ser máis reducidos en extensión, carecer dos grandes plutóns que diferencian aos da zona central e adoitan ter máis rochas básicas, que proceden do manto.
Son puntos de interese nesta zona a Serra Morena do parque natural de Picos de Aroche e Aracena ou os de Serra Norte. Sono tamén as ofiolitas de Beja-Acebuches, por ser dunha sutura oceánica, e os lindes norte e suroeste desta zona son estruturas de interese xeolóxico, por formar lindes de placas.
Zona Surportuguesa
A zona sur portuguesa está ao sur e separada da Ossa-Morena por rochas paleozoicas de orixe oceánica, polo que se entende como unha zona de sutura. É, ao igual que a cántabra, é a zona máis exterior do macizo. É ademais unha zona de tectónica de pel fina que mostra un estreito acabalgamento tectónico. A súa formación seguiu un cambio de plataforma oceánica a un complexo de acreción, en especial no seu norte. Cando a subdución desa litosfera oceánica por debaixo da fronte da plataforma continental chegou á masa continental, a Godwana periférica, parou. Esa capa fina de acreción é a actual zona sur portuguesa.
A zona fórmana unha alternancia de rochas de cuarcitas e xistos de metamorfismo baixo que teñen a súa orixe en sedimentos de fondo oceánico do Silúrico ao Carbonífero inferior. Entre elas hai rochas volcánicas intercaladas, como e a rexión do xofre da faixa pirítica ibérica. Durante o carbonífero superior déronse pregamentos e acabalgamentos que modificaron eses materiais.
A súa zona norte é unha estrutura de sutura relacionada con Serra Morena. A unidade de Beja-Acebuches representa o límite coa zona Ossa-Morena e a acumulación de rochas básicas. O Pulo do Lobo, ao sur da anterior, é unha acreción da plataforma do Devoniano-Carbonífero. Todo o demais ao sur desta rexión constitúe a máis importante dos depósitos de xofre polimetálico de orixe volcánica: a faixa pirítica ibérica. Esta puido estar relacionada cun arco magmático.
Esta zona sería unha rexión con transpresións, que é un réxime de deformacións oblicuo ás colisións entre a placa Ibérica e a zona sur portuguesa. Así, algunhas zonas mostran estruturas de converxencia oblicua e outras converxentes con cizallas ligadas a deformacións tanxenciais actuais. Así as ofiolitas de Beja-Acebuches, que teñen marcas de converxencia, son sub-paralelas á banda de anfibiolitas.
Zona de Galicia-Trás-os-Montes
A zona de Galicia e Trás-os-Montes é unha zona alóctona, duns 300 km, que procede da periferia de Gondwana e que se localiza no noroeste do macizo Ibérico. En esencia, a súa estrutura é a dun abano de láminas alóctonas que están a cabalo do material da zona Centroibérica. As rochas que a forman teñen un amplo abano de procedencia e composición, xa que van desde as ultrabásicas e básicas ás ácidas, e con diferentes evolucións tectónicas e metamórficas. A súa orixe está na colisión dos continentes de Godwana e Laurusia que levou a que esas láminas quedaran rodeadas e atrapadas por eses continentes e unha antiga zona de subdución. Esta zona está formada por diferentes conxuntos alóctonos, que son o Cabo Ortegal, Ordes, Malpica-Tui (en Galiza), a Braganza e Morais (en Portugal), e a codia subxacente que é o dominio xistoso ou para-autóctono.
Esta zona galego-trasmontana ten unha disposición descontinua xa está composta por dous dominios separados e que están superpostos. Por unha parte está o dominio xistoso de Galicia-Trás-os-Montes e pola outra está o dominio de complexos alóctonos. O dominio xistoso de Galicia-Trás-os-Montes é para-autóctono, malia a que está formado por material de orixe alóctona. Atópase entre a zona Centroibérica e dominio alóctono. Está formado por unha secuencia de sedimentos siliclásticos de 4 km de grosor con intercalacións volcánicas. A súa base é un resto erosionado local que se formou por sedimentación no Paleozoico e polos porfiroides do dominio do Ollo de sapo da zona Centroibérica. Descoñécese cal foi o desprazamento que realizou ese material desde as marxes continentais ata a súa posición actual. Este dominio de xistos é de metasedimentos do Paleozoico, e magmatismos fundamentalmente félsicos. Pola outra banda, os complexos alóctonos supoñen todo o noroeste deste dominio. Son acabalgamentos exóticos de rochas continentais, unidades de alta presión e rochas ofiolíticas que se acumularon sobre do dominio xistoso. Isto é, foron illas tectónicas que sufriron desprazamentos moi amplos contra o continente cando ao comezo eran un amplísima acumulación de mantos. Esas estruturas oceánicas sufriron diferentes metamorfismos e procesos estruturais diferentes antes de chocar.
Con isto, nesta zona déronse metamorfismos de alta temperatura e presión formando rochas básicas e ultrabásicas. Estas emerxen grazas aos intensos pregamentos e a erosión que houbo na zona. Ademais, a súa composición é tamén variada xa que nela aparecen tanto fragmentos da codia oceánica, como as ofiolitas, como os materiais de arcos volcánicos.
En canto a súa formación, e en esencia, os complexos da zona galego-trasmontana serían das marxes de Godwana que escaparon dunha subdución durante a oroxénese varisca. Os complexos alóctonos do macizo tiveron diferentes orixes e diferentes evolucións. Segundo a súa posición con respecto da codia, as unidades desta zona pódense clasificar como basais, ofiolíticas ou superiores. Primeiro, case todas as unidades do complexo son basais, isto é, son áreas que recristalizaron a altas profundidades e que, polo tanto, representaban parte da codia interna ou do manto. Son partes da marxe máis externa de Gondwana nas que se deron riftings no Ordovícico ou subducións no varisco. O rifting do Ordovícido tivo a continuación unha separación da zona periférica de Gondwana e unha creación de litosfera no fondo dese océano, entre o rift e o novo linde da plataforma continental. Nesta zona galego-trasmontana aparecen partes desa sutura oceánica e que abranguen a todas as idades da formación dos complexos da zona. Segundo, no caso das unidades superiores houbo procesos cunha deformación no Ordovícico baixo e unha reciclaxe na colisión varisca. O metamorfismo destas unidades alóctonas indica que foron unidades superficiais dun arco volcánico do litoral de Gondwana, que existiu a principios do Ordovícido e que máis tarde abriu como o océano Reico. Así é que o rexistro de Galicia-Trás-os-Montes é un rexistro de incorporacións á oroxénese dun arco volcánico cando se estaba producindo unha subdución e despois unha colisión de Avalonia con Laurentia. Ese arco tería unidades superiores, unha abano de material litosférico de diferentes períodos e unha subdución parcial polo oeste da plataforma externa de Gondwana. A finais do Devoniano foi o período de paso da subdución ao choque de continentes. Finalmente, cando as unidades basais foron empurradas contra a plataforma externa de Gondwana a comezos do Carbonífero, quedou unha codia de sedimentos incrustada dentro do dominio xistoso que se estaba a formar. As posteriores deformacións continentais serían as que mudaron esas zonas máis externas de alí en diante.