Geología de la Península Ibérica

La zona cantábrica está formada por rocas no metamorfizadas del Carbonífero y del Paleozoico más antiguo.

Está delimitada en sus lados oeste y suroeste por un arco cóncavo de rocas precámbricas llamado la ventana de Narcea , y la ventana de Villabandin en el antiforme de Narcea .

La Formación Herreria, del Cámbrico Inferior, está compuesta por lutitas y areniscas feldespáticas alternadas, con algunos conglomerados . Su espesor oscila entre 1 y 1,5  km.

La Formación Lancara consta de varios cientos de metros de caliza y dolomita. La parte inferior se formó en zonas peritidales durante el Cámbrico Inferior , y el miembro superior, del Cámbrico Medio, contiene fósiles y es una caliza nodular y glauconítica de color rojo o verde.

La Formación Oville, que abarca desde el Cámbrico Medio hasta el Superior, contiene alternancia de lutitas y areniscas. En las lutitas abundan los fósiles de trilobites .

La Formación Barrios es arenigiana y tiene hasta 500 metros (1600 pies) de espesor. Consiste en una cuarcita masiva blanca . 

La zona de Penas y Vidrias , cercana al límite occidental de la zona cantábrica, presenta una sucesión completa de depósitos ordovícicos . En el lado oriental de la Cuenca Carbonífera Central se encuentran pizarras negras del Llanvirniense . Sin embargo, durante el período ordovícico, esta zona se encontraba principalmente sobre el nivel del mar y en proceso de erosión.

La Formación Formigoso data del Llandovery Medio , en el Silúrico. Está compuesta por lutitas negras de Monograptus y tiene hasta 150 m de espesor. ^{[ 2 ]}

Las formaciones de San Pedro y Furada tienen hasta 300 metros de espesor y consisten en estratos intercalados de lutita y arenisca ferruginosa. Estas datan de los periodos Wenlock Ludlow y Gediniano Inferior .

Durante el período Devónico, la sedimentación tuvo lugar en el lado occidental, con dolomita, caliza arcillosa , marga y lutita procedentes del Complejo Raneces o Formación La Vid. Tiene un espesor de 600 metros (2000 pies) y data del Gediniano al Emsiense. 

La Formación Santa Lucía es de caliza. Contiene coral cerca del Antiforme Narcea en el oeste y presenta facies perimareales en el este, cerca de la Cuenca Carbonífera Central. La Formación Huergas alterna entre arenisca roja y lutita, y data del Couviniense al Givetiense . La Formación Portilla es de caliza coralina del Givetiense al Frasniense . Esta se encuentra cubierta por capas de arenisca de hasta 500 m de espesor, del Frasniense al Fammeniense . Los sedimentos devónicos no se encuentran al este de la cuenca carbonífera central y son más gruesos en el oeste.

Una facies pelágica procede de la provincia de Pisuerga-Carrion.

En el Carbonífero , la sedimentación comenzó con lutitas negras y sílex del Tournaisiense , y posteriormente, durante el Viseense , se formaron calizas rojas, lutitas rojas y radiolaritas . La Caliza de Montaña es una gruesa caliza negra sin vida del Serpujoviense . También aparecen turbiditas con olistolitos en el Serpujoviense, lo que indica los primeros indicios de los eventos tectónicos hercínicos (variscos). Estos primeros eventos tuvieron lugar en la provincia de Pisuerga-Carrion.

La compresión varisca elevó el lado oeste, transformando una cuenca sedimentaria en una cadena montañosa. Con el tiempo, la zona comprimida se desplazó hacia el este. En la etapa Namuriense A, la formación Olleros se formó a partir de turbiditas en una fosa frente al orógeno, y la formación Barcallente era una plataforma carbonatada más alejada de la costa. En la etapa Namuriense B, la fosa estaba formando la Formación San Emiliano, y la Formación Valdeteja se encontraba en alta mar, pero en condiciones marinas más profundas. Durante el Westfaliense A, la fosa se rellenó y los depósitos de material terrestre formaron la Formación San Emiliano y el Grupo Sama, siendo el Grupo Lena el más grueso en la Unidad de la Cuenca Carbonífera Central. Más al este, en los Picos de Europa, permaneció cubierta por aguas poco profundas con la formación continua de una plataforma carbonatada.

La edad westfaliana está representada por 5000 m de la Cuenca Carbonífera Central, que, como su nombre indica, contiene carbón . Hacia el este, esta cuenca pasa gradualmente a los carbonatos marinos de los Picos de Europa. En la provincia de Pisuerga-Carrión, se encuentran conglomerados compuestos de cuarcita y turbiditas con depósitos de deslizamiento procedentes de aguas marinas más profundas. También existen algunas capas de caliza con fósiles.

La fuente de los sedimentos westfalianos fue del oeste y del sur. Se trataba de las montañas de la cadena hercínica, formadas al mismo tiempo que estos depósitos. Durante el westfaliano, las rocas de la zona cantábrica se plegaron y cabalgaron. Las rocas paleozoicas se rompieron a la altura de la Formación Lancara y cabalgaron sobre las capas superiores formando mantos de corrimiento y láminas de cabalgamiento. La provincia de mantos de Ponga se encuentra al este de la Cuenca Carbonífera Central.

Los depósitos de molasa de edad estefaniense se superponen a las demás rocas carboníferas y no guardan relación con la orogenia hercínica (varisca). Se produjo un plegamiento final perpendicular a las estructuras westfalianas.

Se produjo un nuevo levantamiento, y durante el período Estefaniense se formaron algunas cuencas continentales en las montañas sobre los mantos de corrimiento occidentales y meridionales. Sin embargo, la Unidad de los Picos de Europa seguía siendo una zona marina.

Durante el Pérmico y el Mesozoico se produjo tectónica extensional. La sucesión autuniana del Pérmico (Formación Viñon) se formó cuando se crearon cuencas por fallas normales descendentes. Está compuesta principalmente de caliza con capas de conglomerado, lutita, yeso y rocas volcánicas alcalinas. La Formación Villaviciosa, del Sajoniense, se formó en un continente árido con arenisca y conglomerado. Las condiciones en el Triásico fueron muy áridas y las lagunas se evaporaron depositando yeso y marga. Durante los períodos Jurásico y Cretácico, la zona estuvo sumergida, pero la mayoría de los depósitos de esta época se han erosionado.

Otra forma de analizar la zona es por su estructura: consta de varias unidades de cabalgamiento: Somiedo-Correcilla, Sobia-Bodón, Aramo (la primera en moverse en el Westfaliense temprano), Cuenca Central de Carbón, Ponga (la segunda en moverse) y Picos de Europa (la última en moverse en el Estefaniense temprano) y la Unidad Pisuerga-Carrión (o Palatina) (que no se movió).

Durante el Estefaniense tardío, la zona se curvó alrededor de un eje vertical para formar la actual forma de media luna. Este tipo de curvatura se denomina oroclina .

Dos teorías explican la formación de la cuenca pérmica debido a la extensión cortical, la delaminación de la litosfera a medida que el manto sólido se hunde desde el fondo de la litosfera, siendo reemplazado por astenosfera caliente ; o una fosa tectónica continental. ^{[ 1 ]}

La zona leonesa del oeste de Asturias se encuentra al oeste y suroeste de las rocas precámbricas del antiforme de Narcea, y se extiende hacia el este hasta las rocas precámbricas del antiforme de Ollo de Sapo . Las rocas de esta zona son mayoritariamente del Cámbrico y Ordovícico, con algunas del Silúrico al Carbonífero. Las rocas del Cámbrico y Ordovícico se formaron en aguas poco profundas en una fosa subducida. Los depósitos posteriores se formaron en aguas más profundas. Han sufrido metamorfismo hasta convertirse en esquistos verdes o anfibolitas de bajo grado . Además, presentan principalmente una foliación pizarrosa . Los pliegues se orientan hacia el centro del arco. En el oeste, los pliegues son recumbentes y de gran tamaño: los pliegues de Mondoñedo y Courel . En el este, los pliegues son asimétricos. La base del pliegue de Mondoñedo es un cabalgamiento del mismo nombre. Otro cabalgamiento forma el borde de esta zona donde se une con el antiforme de Narcea. La clivaje por crenulación se produce cerca de estos cabalgamientos. Todas estas estructuras se formaron entre el Devónico Inferior y el Estefaniense a. C.

La Cuarcita de Candana , del período Cámbrico, es equivalente a la Formación Herrería y tiene un espesor de 1 a 2 km. La Caliza de Vegadeo es equivalente a la Formación Lancara y tiene un espesor de 0,1 a 0,2 km. La Serie Cabos es equivalente a las Formaciones Oville y Barrios y tiene un espesor de 4 km.   

Las pizarras negras , denominadas pizarras de Luarca, datan del Llanvirniense al Llandeiliano ( Ordovícico medio a superior ) y tienen  un espesor de entre 0,5 y 1 km. La Formación Agüeira consta de turbiditas del Caradociense y tiene  un espesor de 3 km. Tras una discordancia , se depositan las pizarras negras del Silúrico  , con un espesor de 0,4 km.

En la zona de San Clodio hay pocos afloramientos de rocas del Devónico inferior. Y durante el Carbonífero, esta era una zona de erosión que constituía la fuente de material para los depósitos carboníferos cantábricos. ^{[ 1 ]}

La zona centroibérica abarca la parte central del lado occidental de la península, incluyendo el norte y el centro de Portugal. El extremo noroeste ha sido sustituido por la zona Galicia-Tras-Os-Montes. Las rocas que la componen son sedimentos metamorfizados.

Las rocas más antiguas son sedimentos metamorfizados del Proterozoico. Han sido deformadas por la Orogenia Cadomiense . También hay rocas volcánicas y otros sedimentos del final de los periodos Ediacárico y Cámbrico .

Antes del Carbonífero, esta zona se deformó en dirección noreste mediante cabalgamientos y pliegues.

Las rocas más antiguas son del Cámbrico , posiblemente del Precámbrico , y son ortogneis y paragneis . Estas se encuentran cerca de Foz do Douro y Miranda do Douro . Por encima de esto hay esquistos o lutitas con capas de turbiditas o caliza intercaladas. La secuencia estratigráfica se puede observar al suroeste de Salamanca en el Sinclinal de Tamames y en los Montes de Toledo . A estos les sigue una discordancia. Por encima de la discordancia se puede encontrar arenisca rojiza , lutita y conglomerado de edad Tremadociense de hasta 1  km de espesor. Una formación de cuarcita de edad Arenigiense es equivalente a la Cuarcita Amoricana. Luego hay lutita o pizarra negra que coincide con la Pizarra Luarca de edad Llanvirn a Llandeilo . Encima de esto está la Cuarcita Botella o Cantera, de 0,1 km de espesor de edad Llandeiliana a Caradociense . 

Por encima de esto se encuentra una caliza lenticular llamada Caliza Urbana, junto con lutitas y areniscas del Caradociano al Asghiliano. Luego viene la Cuarcita Criadero en el área de Almaden, en la base del período Silúrico. Sobre esta se superponen lutitas graptolíticas negras y rocas volcánicas básicas.

El granito apareció con la orogenia varisca.

En el sur de la zona se encuentran depósitos terrígenos del Devónico de hasta 2  km de espesor. En el sinclinal de Almaden hay una gran cantidad de roca volcánica.

El Carbonífero inferior tiene una facies de flysch a lo largo del límite sur de la zona, y también en el área de San Vitero y alrededor de los macizos de Morais y Bragança. ^{[ 1 ]}

La zona Galicia-Trás-os-Montes es una unidad tectónica con forma de haba situada en el extremo noroeste de España y el noreste de Portugal ( Trás-os-Montes ). También se la conoce como complejos alóctonos. La zona consta de un apilamiento de mantos de corrimiento altamente metamorfizados. Se formó por la colisión de la placa ibérica con un fragmento adelgazado de corteza de otro continente, denominado terreno de Meguma . El apilamiento consta de cinco unidades. En el nivel inferior se encuentran rocas metamorfizadas a alta presión y baja temperatura. En segundo lugar, una ofiolita . En tercer lugar, la parte inferior de una corteza continental metamorfizada a alta temperatura y alta presión. En cuarto lugar, una capa de sedimentos derivados de la meteorización de tierra con metamorfismo de bajo grado. También existe una capa subyacente del Ediacárico y del Paleozoico temprano, denominada secuencia autóctona. El metamorfismo del manto de corrimiento alóctono tuvo lugar hace entre 390 y 380 millones de años, durante el Devónico Medio. Este metamorfismo posiblemente se originó en el océano Rheico. Finalmente, por encima de esto se encuentran otros esquistos llamados dominio esquistoso de Galicia-Trás-os-Montes o Para-autóctono. Hay cinco masas ovaladas de rocas máficas a ultramáficas que conforman la ofiolita. Estos son los macizos de Cabo Ortegal, Ordes , Lalín , Bragança y Morais . Cada uno de ellos se encuentra en un sinclinal y está rodeado por rocas metamórficas del Silúrico con una zona de cabalgamiento con buzamiento hacia el interior que forma el límite. Los tipos de roca en los macizos máficos son esquistos , gneis , anfibolita , metagabro , granulita , eclogita y serpentina . El macizo de Ordes data de 380 a 390 Ma, y representa parte del océano Reno-Hercínico como parte de una cuña de acreción . Se unió al terreno Hunico europeo entre el bloque del Canal y el manto alóctono. Tiene un bloque correspondiente, el complejo Lizard, en el suroeste de Inglaterra. El complejo de Cabo Ortegal está datado en torno a los 345-340 millones de años y son los restos de una dorsal oceánica del Paleo- Tetis.

La línea Malpica-Lamego es una zona de cizalla que forma una línea que discurre de norte a sur en el lado oeste de la zona Galicia-Trás-os-Montes. Tiene 275  km de longitud y está asociada a intrusiones de granodiorita. Presenta un desplazamiento vertical de más de 10  km a lo largo de la zona de cizalla. ^{[ 3 ]}

La zona de Ossa Morena (ZOM) forma una banda en la parte sur de Portugal y el extremo suroeste de España. Las rocas más antiguas son precámbricas , formando bandas en dos anticlinales alargados entre Córdoba y Abrantes . Las rocas cámbricas comienzan con conglomerado , y luego tienen depósitos de aguas someras y caliza . El período ordovícico está representado por facies pelíticas . En el Ordovícico superior, intrusiones de sienita y granito alcalino se elevaron a lo largo del cinturón Córdoba-Abrantes. El período silúrico tiene rocas volcánicas tanto ácidas como básicas, y también depósitos pelíticos. El Devónico inferior se formó en aguas someras. El Devónico superior sigue una ruptura y es de flysch .

En el Carbonífero, comienza con una secuencia de turbiditas que contiene rocas volcánicas básicas. Esta tiene  un espesor de unos 200 metros. Por encima de esta se encuentran capas carboníferas . En este punto se produjo la orogénesis. Durante el Westfaliense , estos depósitos se formaron en lagos situados entre cadenas montañosas. Durante el Estefaniense , se encuentra molasa , también en cuencas entre montañas.

La zona de Ossa-Morena presentaba fallas transformantes que la unían a la zona central ibérica. Al deslizarse a su lado (200  km horizontalmente hacia el sureste y 10  km verticalmente), formó la cuenca de Peñarroya durante el Langsettiense tardío y el Duckmantiense temprano del Carbonífero. La cuenca tiene aproximadamente 50  km de largo y 1 km  de ancho.

La zona de cizalla Tomar-Badajoz-Córdoba (TBCZ) está formada por roca que ha sufrido cizallamiento dúctil en dirección sinistral. Tiene 350  km de longitud y entre 2 y 15  km de ancho. El granito del Cámbrico y el Ordovícico se ha transformado en ortogneis. Migmatitas y sedimentos metamorfizados constituyen la mayor parte de la zona. También existen cuerpos lenticulares formados por eclogita y anfibolita granate. El cizallamiento se produjo desde finales del Devónico hasta el Carbonífero. La zona es una sutura entre diferentes terrenos (CIZ y OMZ) que conforman el Macizo Ibérico. ^{[ 4 ]}

El límite o sutura entre la zona de Ossa Morena y la zona del sur de Portugal está formado por una ofiolita: el Complejo Ofiolítico de Beja-Acebuches (BAOC). Este se compone de rocas metamórficas de alta presión, eclogita y esquisto azul. Estas rocas han sido cabalgadas en dirección suroeste sobre la roca desde la zona del sur de Portugal. ^{[ 4 ]}

La zona sur portuguesa (ZSP) es un terreno exótico procedente de un continente distinto al de las partes más septentrionales de la placa ibérica. Antes de los 380 Ma, la ZSP formaba parte de Laurasia y estaba unida a lo que posteriormente se convertiría en los Grandes Bancos . Este continente se encontraba al norte de Iberia, que a su vez formaba parte del Terreno Húnico Europeo (THE). A los 380 Ma, la ZSP impactó el THE entre unidades alóctonas de la zona Galicia-Tras-Os-Montes y Meseta. Alrededor de los 320 Ma, la ZSP volvió a desplazarse hacia el sur, pasando por el lado oeste de la zona Ossa Morena.

La zona del sur de Portugal forma ahora un delgado triángulo en el extremo sur del país. En esta zona solo se encuentran rocas del Devónico Superior al Carbonífero. El Devónico Superior está representado por capas de filita y cuarcita con estratificación gradada . Las rocas volcánicas del Tournaisiense y el Viseense Inferior contienen menas de manganeso , zinc y pirita . Esta zona se conoce como el Cinturón Ibérico de Pirita . Se trata de los restos de chimeneas hidrotermales submarinas . La mayor parte de la zona está cubierta por secuencias de turbiditas del Viseense Superior de varios kilómetros de espesor.

Las minas en el área del cinturón de pirita incluyen la mina Neves-Corvo en Portugal, Rio Tinto , que ha sido explotada durante 2000 años, Aguas Teñidas, la mina Las Cruces y Los Frailes. ^{[ 5 ]}

La cuenca de Via existía en el borde noreste en tiempos del Pérmico. ^{[ 1 ]}

Durante el ciclo hercínico, se formaron algunos plutones en la península. El gabro apareció en el noroeste de Galicia como el Gabro de Monte Castelo, y también en Beja , Portugal. Existen dos tipos diferentes de granito . Uno proviene de la corteza media y es rico en feldespato y bajo en calcio , y el otro proviene de la corteza inferior mezclado con magmas del manto, y es un granito calcoalcalino.

El primer tipo de granito se subdivide en granodiorita y leucogranito de moscovita - biotita (granitos de dos micas ). La granodiorita se encuentra en Finisterre , el oeste de Salamanca , Zamora , Gredos y Aracena . Los leucogranitos de dos micas se encuentran en Friol , Porto-Viseu , Moncorvo-Vila Real, Vigo , Finisterre , Gil Ibarguchi , La Guardia y también cerca de Salamanca. La mayoría de los granitos tienen entre 318 y 319 millones de años, pero algunos datan de hace 340 millones de años.   

Los granitos calcoalcalinos se intruyeron en dos momentos. El más antiguo está compuesto de granodiorita y adamellita con inclusiones de tonalita , diorita y gabro. En Galicia occidental tienen una antigüedad de 316  Ma.

Los granitos calcoalcalinos más jóvenes presentan principalmente cristales gruesos; se trata de granodioritas de biotita y hornblenda . Estos se intruyeron posteriormente a los dos granitos micáceos y son frecuentes en el norte y centro de Portugal. Su edad radiométrica ronda los 300 Ma. Algunos batolitos de este tipo de granito mixto se encuentran en Cabeza de Araya , Forgoselo , Ponferrada , Boal y La Runa . ^{[ 1 ]}

La Cuenca Ibérica se encuentra en el este de España. Un sistema de rift se formó en el basamento varisco desde el Pérmico hasta el Cretácico Superior. A finales del Cretácico, la cuenca se extendía 35  km. ^{[ 7 ]} A principios del Neógeno, la cuenca se invirtió como resultado de la Orogenia Pirenaica, parte de la formación de la Cordillera Alpina. Esta inversión dio lugar a la formación de las montañas conocidas como la Cordillera Ibérica. El rift se produjo en diferentes momentos del Mesozoico, repitiendo el mismo patrón de sedimentación.

La cuenca de Minas de Henarejos se llenó a principios del Pérmico . Era una pequeña cuenca continental con drenaje interno. ^{[ 8 ]}

En primer lugar, desde el Pérmico Tardío hasta el Triásico Tardío, se depositaron los sedimentos de la Rama Aragonesa. Estos comenzaron con capas tempranas de arenisca rica en cuarzo derivadas de rocas sedimentarias y metasedimentarias. Esta primera capa tenía 0,1  km de espesor. Posteriormente, los depósitos se derivaron de rocas plutónicas y eran ricos en feldespato y cementados por arcilla. Estos depósitos tempranos eran aluviales y lacustres. Finalmente, la cuenca quedó por debajo del nivel del mar y se depositaron carbonatos marinos someros seguidos de evaporitas costeras. El espesor de estas fue determinado por la depresión tectónica del fondo de la cuenca y varía de 1 a 6  km. Los nombres de las formaciones son Sajoniano (Unidad Araviana del Pérmico), Buntsandstein (Unidad Tierga, Unidad Calcena, Unidad Trasobares), Muschelkalk (condiciones calcáreas marinas costeras someras) y Keuper (evaporitas). La facies Sajona consiste en arenisca sobre conglomerado de cuarzo y paleosuelos . La arenisca se compone casi en su totalidad de granos de cuarzo redondeados. Los fragmentos de roca que contiene son lutitas y sílex. Los granos están muy compactados y cementados por cuarzo. El Buntsandstein contiene arenisca con grandes cristales de rocas plutónicas, así como fragmentos de lutita y sílex. Estos están cementados por cuarzo, feldespato y una matriz carbonatada. La presencia de feldespato potásico indica que en ese momento predominaban condiciones áridas. Durante el Olenekiense, la temperatura media rondaba los 30 °C y la precipitación era inferior a 180  mm anuales. ^{[ 9 ]}

También forma parte de la Cuenca Ibérica la Rama Castiliana. Las formaciones en esta son del Pérmico: Boniches, Alcotas, una discordancia seguida por el Conglomerado de Hoz de Gallo, que está cubierto por arenisca y silcreta en otra discordancia que marca el final del Pérmico. Luego en el Triásico se depositaron el Conglomerado de Chequilla, la Formación Rillo de Gallo, la Formación Arenisca de Cañizar, la Formación Prados, la Formación Eslida, la Formación Marines, la Formación Landete, la Formación El Mas, la Formación Canete, ^{[ 9 ]}

En segundo lugar, la Cuenca de Cameros se formó y rellenó desde el Jurásico Superior, Titoniense hasta Berriasiense y Valanginiense hasta el Albiense temprano . Estos se presentan en ciclos con fragmentos aluviales en la base y calizas lacustres y margas hacia la parte superior de cada ciclo. La fuente de los clastos fue el Macizo Ibérico al suroeste de la cuenca. Las formaciones de esta cuenca incluyen Tera, Oncala, Urbion, Enciso, Olivan y Escucha. La arenisca del Titoniense está compuesta principalmente por granos de cuarzo redondeados, pero también por un 14% de fragmentos de roca carbonatada. A continuación, los depósitos del Berriasiense son arenisca compuesta principalmente de cuarzo, pero con algo de albita. El cuarzo tiene un 35% de granos policristalinos. Está cementado por minerales arcillosos. Esto se derivó principalmente de rocas metamórficas de bajo grado del basamento Varisco. La arenisca del Valanginiense se formó a partir de granos de cuarzo transportados por el viento. La fuente del material probablemente fueron rocas sedimentarias jurásicas (carbonatos y lutitas). Desde el Hauteriviense hasta el Albion, las areniscas presentan una mayor mezcla con feldespato. La caolinita se encuentra frecuentemente rellenando el espacio entre los granos. ^{[ 10 ]}

Las cuencas mesozoicas se plegaron y cabalgaron, dando origen a la Cordillera Ibérica.  Se produjo un acortamiento de 30 km. La cordillera se extiende de noroeste a sureste. En el noroeste, se encuentra bajo la cuenca del Duero. La Sierra de Altomira es una cadena montañosa orientada de norte a sur, separada de la Cordillera Ibérica por la cuenca del Tajo . Esta se formó a partir de una lámina de cabalgamiento que se dividió a través de estratos evaporíticos del Triásico.

El margen continental atlántico frente a Portugal y España es único. En la zona entre la corteza continental y la oceánica existe una franja de manto continental exhumado de 100 km de ancho . Durante la formación de la fosa tectónica que separó Terranova de la península ibérica, hubo muy poco vulcanismo y la fosa se vio privada de magma. Esto provocó que las fallas elevaran el manto desde debajo del continente hasta el fondo marino. Este fenómeno se denomina rifting hiperextendido. La roca del manto es peridotita . La peridotita se formó a partir de una masa fundida empobrecida en materiales corticales, que posteriormente se enriqueció en feldespato plagioclasa . La exhumación del manto se produjo en dos fases. La primera, desde el Valanginiense hasta el Hauteriviense (142-130 Ma), tuvo lugar una expansión de aproximadamente 7 mm por año. La segunda, desde el Hauteriviense hasta el Albiense (130-113 Ma), el manto se exhumó a una velocidad de aproximadamente 13 mm por año. Posteriormente, la astenosfera penetró hasta la superficie, se formó una dorsal oceánica y se consolidó la corteza oceánica. Los 2-3 km de peridotita, a menor profundidad, se transformaron en serpentina verde debido a la alteración causada por el agua de mar. La capa superficial de la serpentina (de 40 m de espesor) se alteró posteriormente a serpentina amarilla por el contacto con agua de mar a baja temperatura.       

Cuenca lusitana

La cuenca lusitana se extiende a lo largo de la costa central portuguesa, con una parte en tierra y otra en alta mar. En el Sinemuriense-Calloviense se depositaron gruesas capas de carbonatos hace entre 196  y  162 millones de años . Frente a la costa norte de Portugal se encuentra la cuenca de Porto , también alargada en dirección norte-sur. Más lejos de esta, y también frente a la costa oeste de España, se encuentra la cuenca interior de Galicia . Estas cuencas se formaron por rifting en el Triásico Superior ( hace entre 220  y  195 millones de años ). Más adentro en el mar, frente a la costa oeste de España, se encuentra el banco de Galicia , que consiste en corteza continental y que antiguamente estaba unido al casquete flamenco . El banco de Galicia tiene calizas y margas depositadas en aguas poco profundas desde la edad titoniana . Esto está cubierto por dolomita de la edad berriasiense ( hace 143  millones de años ).

Desde el Titoniense-Berriasiense ( hace 150  a  140 millones de años ) el rift tenía plataformas poco profundas con carbonatos depositados y arena en las profundidades. Desde el Valanginiense-Hauteriviense ( hace 140  a  130 millones de años ) se formaron sedimentos cementados con carbonatos. Desde el Valanginiense - Hauteriviense ( hace 130  a  94 millones de años ) el oxígeno era escaso y hubo seis períodos sin oxígeno ( eventos anóxicos ). Desde el Turoniense-Paleoceno ( hace 94  a  66 millones de años ) el oxígeno volvió a estar disponible y los sedimentos eran rojizos o multicolores. Algunas áreas tenían fuertes corrientes. En el Paleoceno ( hace 66  a  59 millones de años ) las lutitas negras oscuras marcan la falta de oxígeno en aguas estancadas. Desde el Thanetiense hasta el Oligoceno ( hace 59  a  34 millones de años ) y hasta la actualidad, se depositan sedimentos calcáreos y silíceos. Una fuerte circulación de aguas profundas comenzó hace unos 34  millones de años y continúa hasta ahora. ^{[ 12 ]}

Los eventos anóxicos oceánicos se conocen como el evento Bonarelli (OAE2, hace 93,5  millones de años ) (causado por erupciones volcánicas en el Caribe), el evento del Cenomaniense Medio, hace 96  millones de años , y los eventos OAE 1b, OAE 1c y OAE 1d en el Albiense (hace entre 100  y  112 millones de años ). El carbono presente en las lutitas negras parece provenir tanto de la tierra como de los océanos, y la fijación de nitrógeno también fue elevada durante estos periodos.

La cuenca lusitana es muy rica en fósiles, principalmente invertebrados marinos ^{[ 13 ]} y vertebrados, incluyendo huesos y huellas de dinosaurios. ^{[ 14 ]}

Entre 170 y 120  Ma se produjo un deslizamiento lateral izquierdo de más de 200  km entre Europa e Iberia, a medida que se separaban de los Grandes Bancos. Entre 120 y 83  Ma se produjo una convergencia de 115  km en la región de Cerdeña y Córcega. A los 83  Ma se produjo la convergencia con Europa hasta los 67,7  Ma, cuando dejó de moverse con respecto a Europa. En el Eoceno, entre 55 y 46  Ma, hubo un deslizamiento lateral derecho. Luego, la convergencia continuó hasta principios del Oligoceno. ^{[ 15 ]}

El Sistema Central Español es una cadena montañosa que separa las cuencas del Tajo y del Duero . La Sierra de Gredos y la Sierra de Guadarrama conforman las sierras que dan nombre a este sistema. El terreno se comprimió y elevó como resultado de la orogenia alpina. ^{[ 16 ]}

La cuenca de Alborán, al sur de España y Gibraltar, se formó a principios del Mioceno por la extensión y el adelgazamiento de la corteza continental hasta alcanzar  un espesor de tan solo 12 o 15 km. Todavía hoy se está llenando de sedimentos bajo el mar de Alborán . Hasta el momento  se han acumulado 8 km de sedimentos. El mar de Alborán tiene numerosas áreas en su fondo formadas por flujos volcánicos. Esto incluye la isla de Alborán, situada a medio camino del mar. ^{[ 21 ]} Durante el Plioceno y el Pleistoceno, el vulcanismo continuó.

La zona de cizalla transalborán es una falla con orientación noreste de 35° que se extiende desde Alicante , en España, a lo largo de la costa de Murcia , a través de la cordillera Bética, cruzando el mar de Alborán hasta la sierra de Tidiquín , en Marruecos . Esta zona se manifiesta con sismos . El flanco sureste se desplaza hacia el noreste, y el flanco noroeste, hacia el suroeste.

La cuenca del Ebro se formó como una depresión submarina al mismo tiempo que los Pirineos. Desde hace 55 a 37 millones de años, la cuenca estuvo por debajo del nivel del mar y se llenó de sedimentos marinos. A mediados y finales del Eoceno, se formaron evaporitas al secarse el mar, dando origen a las Evaporitas de Cardona. Se convirtió en una cuenca continental hasta finales del Oligoceno. Desde el Oligoceno hasta el Mioceno, la zona estuvo cubierta por un lago endorreico ^{[ 24 ]} que atrapó las rocas erosionadas de las sierras circundantes: los Pirineos , la Cordillera Ibérica y la Cordillera de la Costa Catalana . Desde finales del Mioceno, el río Ebro drenó esta cuenca desembocando en el Mediterráneo.

La cuenca del Tajo recibió depósitos continentales desde finales del Oligoceno hasta finales del Mioceno. Esta cuenca es drenada por el río Tajo hasta el Atlántico, pasando por Lisboa .

La cuenca de As Pontes, en el extremo noroeste de la península ibérica, se rellenó con depósitos aluviales y lacustres desde finales del Oligoceno hasta principios del Mioceno.

Las Cordilleras Costeras Catalanas se formaron en el Eoceno por compresión, contribuyendo al cierre de la Cuenca del Ebro . ^{[ 24 ]} Posteriormente, en el Oligoceno y el Mioceno, se produjo una extensión al abrirse la fosa de Valencia. Toda la corteza de la zona se plegó formando un monoclinal . Las montañas tienen una orientación noreste-suroeste, en ángulo oblicuo con respecto a la cuenca original.

Los volcanes a lo largo del margen mediterráneo se formaron debido al adelgazamiento de la litosfera del manto. El campo volcánico del Levante se encuentra en el extremo suroeste de la fosa de Valencia. Los volcanes tienen entre 8 y 1  Ma. La provincia volcánica del noreste, en el extremo oriental de los Pirineos, data de entre 14  Ma y 11 000 años atrás. Los volcanes se formaron primero en la cuenca del Empordà, luego en la cuenca de La Selva y finalmente en la cuenca de la Cerdanya. Almería y Murcia tienen volcanes alcalinos. ^{[ 7 ]}

La fosa de Valencia se extiende entre la costa noreste mediterránea de España, cerca de Barcelona , ​​y las Islas Baleares . Se trata de una depresión orientada de noreste a suroeste entre el talud continental de la Península Ibérica y el talud de la plataforma continental que rodea las Islas Baleares. Se formó originalmente entre el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano , al mismo tiempo que la Cuenca Provenzal . La plataforma continental frente a la costa catalana tiene entre seis y treinta  kilómetros de ancho. Varios cañones en forma de V se adentran profundamente en la plataforma, entre ellos los cañones de Foix, Besós, Arenys, La Fonda y Creus. El margen del Ebro, una plataforma costera poco profunda, está alimentado por el río Ebro y tiene 70  kilómetros de ancho. Las plataformas del margen balear tienen menos de 20  kilómetros de ancho; presentan un bajo aporte de sedimentos y, en cambio, están dominadas por carbonatos.

En la base de la Fosa de Valencia se encuentra el Canal de Valencia , un barranco que transporta sedimentos hacia el noreste, hasta la Cuenca Provenzal.

La fosa de Valencia está formada por una corteza continental extendida. En su punto más profundo, la discontinuidad de Mohorovičić (Moho) se encuentra a tan solo 8  km de profundidad, mientras que bajo tierra firme alcanza los 32  km. Bajo las Islas Baleares, la profundidad vuelve a subir hasta los 23-25  ​​km. En otros puntos bajo el eje de la fosa de Valencia, la Moho se sitúa entre los 10 y los 15  km de profundidad. La litosfera tiene un espesor de entre 50 y 80  km, y el manto presenta una velocidad de transmisión del sonido anormalmente baja.

La corteza en la fosa tuvo una historia similar a la del continente. Se comprimió durante la orogenia varisca , se extendió en el Mesozoico, de modo que las cuencas resultantes se llenaron de sedimentos, se comprimió y elevó en el Cretácico, y luego se erosionó. En el Eoceno y el Oligoceno tardío, hubo un par de cuencas que se llenaron de depósitos terrestres.

En el Oligoceno superior y el Mioceno inferior se inició la formación de rifts y se depositaron sedimentos continentales, seguidos de depósitos marinos en una plataforma poco profunda. Durante este período, la fosa creció por extensión hasta alcanzar sus dimensiones actuales. En el Mioceno medio y superior se depositaron sedimentos clásticos bajo el agua de mar. Posteriormente, el nivel del Mediterráneo descendió drásticamente debido a la evaporación. Durante esta crisis de salinidad del Messiniense, se excavaron profundos barrancos en los sedimentos expuestos a la atmósfera, y los depósitos de sal del Messiniense se incrustaron en las partes más profundas. En el Plioceno y el Holoceno se formaron deltas en las partes poco profundas y abanicos submarinos profundos en las partes más profundas. ^{[ 22 ]}

Las laderas alrededor de la depresión se han visto afectadas por numerosos deslizamientos submarinos. La mayoría son pequeños, con una superficie inferior a 100 ^km²  . El llamado flujo de detritos "Big '95" es un gran deslizamiento de tierra frente a la costa de Castellón de la Plana , más allá de las Islas Columbretes . Este deslizamiento cubre 2200 ^km² , conteniendo 26 km³ , o 50 gigatoneladas de sedimento. Tiene 110 km de longitud, un espesor medio de 13 m y se extiende desde los 600 m hasta los 1800 ^m por debajo del nivel del mar. Una datación por carbono 14 indica que el deslizamiento ocurrió antes del 9500 a. C. Se cree que fue provocado por un domo volcánico, el mismo que elevó las Islas Columbretes sobre el nivel del mar. ^{[ 25 ]}      

La llanura abisal balear se encuentra al este de las Islas Baleares . Un gran depósito de deslizamiento submarino de origen desconocido, denominado megaturbidita balear, cubre ^77.000 km²  y contiene 600 ^km³ de sedimento, con un espesor de 10 m. El deslizamiento se produjo durante el último nivel bajo del mar .  

La minería tiene una larga historia en España. La extracción de cobre se lleva a cabo en Río Tinto desde hace 5000 años. ^{[ 31 ]} El mayor yacimiento de mercurio del mundo se encuentra en Almadén , España, que ha producido 250 000 toneladas. ^{[ 32 ]}

Las minas de La Unión, Murcia, producían plomo, hierro, plata y zinc desde la época romana, pero cerraron en 1991 debido al agotamiento de los recursos. ^{[ 33 ]} Las minas de plomo de Castulo, cerca de Linares, Jaén, estuvieron en funcionamiento desde la antigüedad hasta 1991. Esta zona forma parte del distrito minero de Linares-La Carolina, donde en la Edad del Bronce se extraía cobre. Las minas romanas de Arrayanes , La Cruz , El Centenillo y Salas de Galiarda, en Sierra Morena , estuvieron en funcionamiento . ^{[ 34 ] [ 35 ]}

En la cuenca minera de Palencia se extraía carbón negro y antracita de depósitos del Carbonífero . ^{[ 36 ]}

El gran terremoto de Lisboa del 1 de noviembre de 1755 fue uno de los más destructivos de la historia, causando la muerte de alrededor de 100.000 personas. El terremoto de Portugal de 1969 fue mucho menos severo; 13 personas perdieron la vida entre Marruecos y Portugal.

En el siglo XVII, el médico Alfonso Limón Montero estudió la evaporación del agua de ríos y manantiales en España y propuso un modelo del ciclo del agua . ^{[ 42 ]} Sin embargo, no fue hasta el siglo XVIII que se publicaron tratados sobre geología. ^{[ 43 ]} En el año 1754, José Torrubia publicó Aparato para la Historia Natural Española, considerado el primer tratado escrito en español que defendía la tesis del diluvio universal ^{[ 44 ]} y dibujaba fósiles de la Península Ibérica y otros lugares. ^{[ 45 ]} En 1771, el rey Carlos III fundó el Real Gabinete de Historia Natural de Madrid (Real Gabinete de Historia Natural de Madrid). Guillermo Bowles , con la ayuda de Nicolás de Azara , publicó Introducción a la Historia Natural ya la Geografía Física de España (Introducción a la Historia Natural y Geografía Física de España), una obra que recogía datos sobre yacimientos geológicos, rocas y minerales que había recogido en sus viajes por la península. ^{[ 43 ] [ 46 ]} Entre 1797 y 1798, el alemán Christian Herrgen tradujo al español la obra de Johann Friedrich Wilhelm Widenmann , Orictognosia . Debido al prestigio adquirido por la traducción, el rey Carlos IV lo nombró editor de Anales de Historia Natural , una publicación que comenzó en 1799. ^{[ 47 ]}

Agustín Yáñez y Girona utilizó por primera vez el término geología en su obra de 1819 llamada Descripción origlognóstica y geológica de la montaña de Montjuich . ^{[ 43 ]} Bajo el reinado de Fernando VII se promulgó la Ley de Minería de 1825, que regulaba las empresas mineras privadas. ^{[ 48 ]} En 1834 Guillermo Schulz realizó el primer mapa geológico de España, un mapa a escala 1:400.000 de la zona de Galicia. ^{[ 49 ]}

Charles Lyell visitó España en el verano de 1830 y también en el invierno de 1853. Su visita a los Pirineos lo llevó a estudiar la orogenia que dio origen a la cadena montañosa. Descubrió que se había formado a lo largo de un extenso período de tiempo , y no como resultado de una única gran catástrofe , como se creía anteriormente. Esto propició el desarrollo del concepto de historia geológica de Lyell. Su libro Elementos de Geología (1830-1833) fue traducido al español por Ezquerra del Bayo en 1847. Esta obra se utilizó como libro de texto, al ser el primer texto de geología moderna disponible para el público general en España. Esto contribuyó a la difusión de las ideas y la terminología de Lyell. ^{[ 50 ]}

Ezquerra del Bayo creó el primer mapa geológico de España en 1850 ^{[ 50 ]} Joaquín Ezquerra del Bayo fundó la Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino en 1849. En 1850 pasó a llamarse Comisión del Mapa Geológico de España. La organización ahora se llama Instituto Geológico y Minero de España . ^{[ 51 ]} Su finalidad era publicar libros y mapas de España. ^{[ 52 ]} Guillermo Schulz trazó un mapa de gran calidad de la geología de Asturias. A esto le siguió el mapa de España de Del Bayo y luego el mapa geológico de toda la Península Ibérica de Moritz Willkomm. ^{[ 53 ]}

La Universidad de Madrid ofreció por primera vez una asignatura llamada "Geología y Paleontología" en 1854, cuando Juan Vilanova y Piera asumió la cátedra de Geología y Paleontología. ^{[ 54 ]}

La Real Sociedad Española de Historia Natural se estableció en 1871. ^{[ 55 ]} Miguel Colmeiro y Penido fue el primer presidente de la organización. ^{[ 56 ]} La Comisión del Mapa Geológico de España entró en decadencia hasta 1873, cuando Manuel Fernández de Castro emitió un decreto para refundar la comisión y empezar a estudiar geología nuevamente. ^{[ 57 ]} Entre 1875 y 1891 Lucas Mallada y Pueyo publicó en el Boletín Geológico y Minero la obra Sinopsis de las especies fósiles que se han encontrado en España. En 1892 publicó el Catálogo general de especies fósiles encontradas en España, obra que incluye 4.058 especies. ^{[ 58 ]} En 1882 se inauguró en Barcelona el Museo de Geología (también conocido como Museo Martorell).

El XIV Congreso Geológico Internacional se celebró en Madrid en 1926. ^{[ 59 ]} La Guerra Civil Española y sus consecuencias marcaron un declive en el estudio de la geología en España. ^{[ 43 ]}

En 1972 se creó el plan MAGNA para producir mapas de España a escala 1:50000 (este trabajo comenzó en Portugal en 1952). ^{[ 43 ] [ 60 ]}

Entre 1986 y 1987, una colaboración hispano-francesa llamada ECORS-Pirineos realizó un perfil sísmico de reflexión vertical de 250  km de longitud a través de los Pirineos. ^{[ 61 ]} Para el año 2000, existían seis perfiles sísmicos a través de los Pirineos que proporcionaron abundante información sobre el espesor de la corteza y la estructura interna del orógeno. ^{[ 62 ]}

Entre 1852 y 1857, Carlos Ribeiro realizó un mapa geológico a escala 1:480 000 de la región portuguesa entre los ríos Duero y Tajo y llevó a cabo trabajos geológicos en el Alentejo . ^{[ 63 ]} Portugal creó la Comissão Geológica do Reino en 1857. Fue dirigida por Carlos Ribeiro y Pereira da Costa. ^{[ 64 ]} Ribeiro, junto con Nery Delgado, publicó el primer mapa geológico de Portugal, a escala 1:500 000. Este fue reeditado y actualizado en 1899 por el geólogo suizo Paul Choffat . ^{[ 65 ]}

Durante la Segunda Guerra Mundial, el gobierno francés contrató a Georges Zbyszewski para documentar los depósitos minerales portugueses, especialmente el tungsteno. ^{[ 66 ]} En los años siguientes, Zbyszewski publicó unos 300 artículos sobre geología y elaboró ​​cinco mapas geológicos a escala 1:50 000. ^{[ 66 ]} El Museu Geológico de Lisboa forma parte del Laboratorio Nacional de Energía y Geología . Contiene especímenes que datan de 1859, recolectados por Carlos Ribeiro , Nery Delgado , Paul Choffat y otros. ^{[ 67 ]}

• Revista de Geología Ibérica ( ISSN 1886-7995 ) se llamó originalmente Cuadernos de Geología Ibérica y comenzó a publicarse en 1970. Fue rebautizada en 1999. 
• IGME Archivado el 2 de octubre de 2011 en Wayback Machine Instituto Geológico y Minero de España: mapas geológicos — lista de mapas a escala 1:50.000 que cubren España .
• Geogaceta Archivado el 18 de enero de 2018 en Wayback Machine de la Sociedad Geológica de España
• Estudios Geológicos comenzó a publicarse en 1945, editado por el Consejo Científico Español y publicado por el Museo Nacional de Ciencias Naturales .
• "TOPO-EUROPE: la geociencia de los procesos acoplados de la superficie y las profundidades terrestres: 3.4. Frente a la zona de colisión África-Europa: el microcontinente ibérico" . Archivado del original el 14 de octubre de 2010.
• Jenkyns HC, BW Sellwood y L. Pomar (1990) "Guía de excursión de campo a la isla de Mallorca". Guía de la Asociación de Geólogos n.º 42. Archivado el 17 de abril de 2021 en Wayback Machine .
• Moseley F. (1990) "Guía de campo geológica de la Costa Blanca, España". Guía de la Asociación de Geólogos N.º 43 Archivada el 17/04/2021 en Wayback Machine .
• Gibbons W. y T. Moreno (2012) «La geología de Barcelona: una guía de excursión urbana». Guía de la Asociación de Geólogos n.º 70. Archivado el 17 de abril de 2021 en Wayback Machine . ISBN 978-0900717-56-7