Más allá de Iberia

Tierra y Tecnología nº 67 | Autor: Gonzalo Dorado Herranz. Geólogo.

El océano Atlántico separa las costas de América de las de Europa y África. Tiene una superficie de 94.000.000 Km², lo que le convierten en la segunda masa de agua más grande del planeta, tras el océano Pacífico. Además es el océano más joven. En los atlas se suele subdividir en Atlántico Norte y Atlántico Sur. Podemos diferencias, de forma general, las zonas de; dorsal oceánica, llanura abisal y margen continental.

La principal característica del fondo marino es la dorsal mesoatlántica. Los sedimentos, en líneas generales son materiales terrígenos pelágicos y autigénicos.

En la siguiente imagen de Google Earth (Figura 3), con los últimos datos de satélite del año 2.015, se puede observar el área sobre la que daremos a conocer.

En la imagen se distingue perfectamente la dorsal atlántica y su Rift interior, en su segmento Norte, bien diferenciado del segmento Sur por la distinta velocidad en la tasa de expulsión de sedimentos, haciéndose notorio a partir del punto de unión de tres placas tectónicas, en pleno archipiélago de las Azores. Su progresivo descenso hasta quedar en la llanura abisal, cada vez más profunda a medida que nos acercamos al continente. Y el margen continental, que en nuestra área culmina con el talud que da paso al continente, careciendo de zona de subducción y su correspondiente fosa.

Historia geológica del océano atlántico

A finales del Paleozoico todas las placas continentales estaban agrupadas en una única placa, formando un único un gran continente, Pangea, emergido y en parte bordeado por aguas de mares poco profundas (epicontinentales). Pangea ocupaba aproximadamente la mitad de la superficie terrestre, mientras que la otra mitad estaba ocupada por una placa de corteza oceánica, sobre la que se situaba el océano Pantalasa.

La agrupación de todos los continentes en un único bloque o placa es especialmente inestable, de ahí que muy rápidamente comenzó una importante tectónica de fractura que finalizó con la rotura de Pangea.

Durante el Pérmico y el Triásico se inició un régimen distensivo que favoreció la formación de fallas de desgarre, los denominados desgarres tardihercínicos, algunos de los cuales desempeñaron un papel muy importante en períodos posteriores. También se formaron fallas normales acompañadas de gran actividad ígnea. Esta actividad tectónica provocó la individualización de cuencas o depresiones en las zonas que bordeaban el Macizo Ibérico, en las cuales se acumularon importantes cantidades de sedimentos que fueron plegados y deformados durante la orogenia alpina, formando algunas de las cadenas de montañas actuales, como los Pirineos y el Sistema Ibérico.

A principios del Jurásico, Pangea comenzó a «romperse» debido a procesos de adelgazamiento litosférico y fracturación que se concentraron en zonas muy estrechas y localizadas, lo que derivó en el comienzo de la fragmentación de este supercontinente en las distintas placas litosféricas que observamos hoy. A nivel global, la fisura entre el norte de África y Norteamérica y la expansión del Tethys dio lugar a la abertura del océano Atlántico Norte. Los continentes meridionales comenzaron a girar y a separarse entre sí, aunque Gondwana iba a separarse más tarde.

Al Sur de Iberia se localizaba una de las zonas de rotura de litosfera continental, precisamente la que dio lugar a la abertura de la parte central del océano Atlántico. Esta rotura y la consiguiente expansión del suelo oceánico provocó un movimiento relativo de la nueva placa africana con respecto a Eurasia, de forma que, dejando a Eurasia en una posición fija, África se desplazaba hacia el Este. La separación de África respecto a Eurasia creó espacios libres que fueron ocupados por el océano que bordeaba el extremo oriental de Pangea, el Tethys, de forma que este océano fue avanzando hacia el Oeste.

Estos procesos de adelgazamiento litosférico dieron lugar durante el Jurásico superior-Cretácico Inferior a la abertura definitiva del Océano Atlántico Norte. El proceso de expansión del suelo oceánico progresó de Sur a Norte, provocando la separación progresiva entre América del Norte y Eurasia, así como el alejamiento de Iberia con respecto al Sureste de Europa en un movimiento de rotación sinextroso, que originó la abertura del Golfo de Vizcaya y la individualización de Iberia de las grandes placas africana y euroasiática.

Durante el Cretácico Inferior y Medio tuvo lugar una gran expansión del océano Atlántico, comienza la expansión de Atlántico Sur, lo que originó al inicio de la subducción en el Tethys oriental. Asimismo, comienzan en el Cretácico los movimientos compresivos que darán lugar a las cadenas alpinas.

En este contexto, durante el Cretácico Superior, la placa Ibérica estaba limitada al Oeste por el margen continental pasivo del Atlántico (situación que se mantendrá hasta la actualidad), al Este por la litosfera oceánica del Tetis y al Sur y Norte por mares más o menos profundos sobre los que se depositaron los sedimentos que posteriormente serían deformados durante la orogenia alpina.

En el margen Norte, donde se localizará el futuro Pirineo, existía una cuenca marina que conectaba las aguas del Atlántico con el mar de Tétis. La Península tenía cierta independencia de las grandes placas que la rodeaban, de ahí que se puede considerar como una microplaca que desde finales del Mesozoico y principios del Cenozoico, se movió entre dos grandes placas; la euroasiática y la africana.

En el margen Sur, había una cuenca marina del dominio tetísico con plataforma continental, talud y cuenca oceánica bien desarrollada, donde se depositaron los sedimentos que actualmente constituyen aproximadamente las Zonas Externas de la Cordillera Bética.

La abertura del Atlántico Norte es un proceso de especial relevancia, puesto que condicionó los movimientos relativos de la placa Eurasiática y Africana y de una serie de pequeñas placas situadas entre ambas, entre las que se encontraba Iberia. En efecto, el Atlántico Norte se abrió y se fue expandiendo a una velocidad superior al Atlántico central, de forma que, al contrario de los que ocurría en la etapa anterior, Eurasia se separaba más rápidamente de América que África. Esto provocó un cambio en el movimiento relativo de ambas placas de forma que éstas, en vez de separase, iniciaron un movimiento de acercamiento que continúa actualmente. Esta historia geológica se puede ver de forma gráfica en las Figuras 4 a 11.

La dorsal mesoatlántica

La dorsal mesoatlántica (Figura 12) fue la primera de las dorsales en ser descubierta, entre mediados del siglo XIX y el XX, y se extiende a lo largo de más de 15.000 kilómetros. Se puede considerar “la columna vertebral” del océano Atlántico, separando la placa tectónica Euroasiática de la Norteamericana, y la Africana de la Sudamericana (Figura 12).

La parte central de la dorsal está hendida por una estructura linear que llamamos rift. Los rift son ejemplos de la tectónica extensional, son zonas lineares producidas por la separación de placas tectónicas y por el crecimiento simultáneo de las mismas, que se componen de varias fosas tectónicas. En la dorsal mesoatlántica el rift tiene entre 10 y 50 kilómetros de anchura, dependiendo de su localización, con escarpadas paredes de hasta 3 kilómetros de altura. En el rift se concentran el 80% de todos los sismos que se dan en el océano Atlántico (Figura 13).

Este valle se ensancha en este tramo de la dorsal unos 30 milímetros anuales (dorsal de velocidad media-lenta), provocando que se continúe la expansión oceánica (Figura 14).

En la dorsal se da un vulcanismo de rocas fundamentalmente basálticas procedentes del manto, que es lo que posteriormente constituirá la corteza oceánica, más fina y densa que la continental (Figura 15).

Algunos de estos volcanes han superado el nivel del mar saliendo a superficie, para posteriormente ser erosionados formando guyots que se desplazan de forma perpendicular a la dorsal al ritmo de su tasa de expansión (Figura 16).

Muchas de estas fallas se llegan a extender por cientos y algunas por miles de kilómetros, como se puede ver en la Figura 17.

Estas estructuras, visibles en la Figura 18, se forman por la diferencia en la tasa de expulsión de material en distintos puntos de la dorsal, lo que implica que en unas partes el océano crezca más rápido que en otras, fracturando la corteza oceánica y desgarrándola.

En la siguiente imagen de Google Earth (Figura 19), con los datos de satélite del año 2.015, se puede observar el área sobre la que trabajaremos; la dorsal mesoatlántica en su tramo Norte, que se sitúa al Oeste de la Península Ibérica. Y la unión entre placas, quedando patente la diferencia de velocidad de expulsión de sedimentos para la placa Euroasiática y para la Africana.

La llanura abisal

La llanura abisal es una extensión plana del fondo oceánico, que ocupa la superficie entre el talud o la fosa y el flanco de la dorsal, que se encuentra a profundidades de entre 3 y 6 kilómetros bajo el nivel del mar, por lo que no llega la luz del sol, y los organismos que habitan son bacterias, invertebrados o peces abisales adaptados a tales condiciones. Desde el punto de vista geológico, corresponde a corteza oceánica profunda alejada de las dorsales, y está cubierta por sedimentos de origen continental.

Estas extensas llanuras (Figura 20) comprenden aproximadamente el 40% del fondo oceánico, y en ellas podemos encontrar colinas volcánicas, islas volcánicas y guyots.

En los siguientes esquemas (Figuras 21 y 22) podemos observar las diferentes columnas que se pueden obtener del fondo oceánico en relación con el tiempo transcurrido.

En la zona Este del Atlántico Norte (Figura 23), podemos encontrar desde la dorsal al margen, corteza oceánica de hasta 156 millones de años aproximadamente. Y sedimentos calcáreos, cercanos a la dorsal, arcillas rojas en plena llanura, y sedimentos terrígenos en las zonas de llanura cercanas al margen continental.

La parte Este de la llanura abisal atlántica, al contrario que la situada al Oeste de la dorsal, es bastante más accidentada. Así, está menos cubierta de sedimentos y en ella resaltan por una parte, al Norte, enormes cañones oceánicos (Figura 24),  y por otra, al Sur, una serie de montañas submarinas que tienen su punto culminante en el archipiélago volcánico de las Azores, saliendo a la superficie, al Sur, con una elevación del fondo oceánico en la zona circundante al archipiélago, sobre todo al Este de la dorsal.

Este archipiélago esta dividido por la dorsal, y posee un vulcanismo fundamentalmente toleítico.

La morfología de la llanura se debe, en gran medida, a la migración, de dirección aproximada NE-SW, del punto triple entre las placas Norteamericana, Africana y Euroasiática, que hoy día se encuentra en pleno archipiélago de las Azores.

En zonas cercanas al continente se diferencia perfectamente el banco de Gorringe (Figura 25), que es parte de la cresta que forma la zona de falla Azores-Gibraltar.

El Gorringe es un área del Océano Atlántico a unas 120 millas náuticas al Oeste-Suroeste de Cabo San Vicente, que se caracteriza por una cadena montañosa sumergida de dirección el Noreste-Suroeste a unos 200 kilómetros de largo por 80 de ancho. Entre ellos se encuentran dos picos; el Gettysburg y Ormonde, a 25 y 65 metros de profundidad, respectivamente, por debajo del nivel del mar.

En la siguiente imagen de Google Earth, con los últimos datos de satélite del año 2015,  se puede observar la llanura abisal que se encuentra entre en tramo Norte de la dorsal mesoatlántica y la Península Ibérica. Esta se encuentra limitada al Sur por la unión de las placas Euroasiática y Africana.

Margen continental

El margen continental es la zona de contacto entre la litosfera continental y la oceánica, generado por un proceso de rifting. En el ejemplo del margen que se observa en la Figura 27, se distinguen la plataforma continental, el talud continental y el glacis continental, acabando este último en la llanura abisal.

El margen continental de Iberia (Figura 28) es un margen pasivo, resultado de movimientos de distensión relacionados con procesos de rifting así como de movimientos compresionales responsables del levantamiento de los Pirineos. No obstante, este margen presenta algunas singularidades que complican su interpretación y evolución geológica.

En la parte Norte, su configuración morfológica resulta de la superposición de una distensión relacionada con la separación de las placas Norteamericana y Euroasiática, y de una compresión producida por el movimiento de la placa de Iberia. Otra de las evidencias a destacar en la particularidad de su evolución consiste esencialmente en el hecho de que la subsidencia a largo plazo que caracteriza a un margen de tipo pasivo fue interrumpida en este caso por una importante fase de rifting que le confirió una pequeña conversión de comportamiento hacia un margen de tipo activo. Esta conversión tuvo una gran consecuencia tanto en zonas costeras, como por ejemplo las rías gallegas, como en ambientes marinos profundos, en donde los relieves, sistema de grabens y horts, deberían haber sido rellenados y obliterados por la sedimentación y sin embargo siguen reflejados en la configuración morfológica actual.

El encuadre estructural del área consiste en fallas normales con dirección NNW-SSE que están cruzadas por fallas NE-SO. El basamento continental está fracturado por fallas normales y fallas afectando a bloques estrechos (10-20 km) y elongados

Destaca el Banco de Galicia (Figura 29), que es un monte submarino que se sitúa a 200 Kilómetros al Oeste de la costa gallega, y esta formado por lava basáltica sobre la corteza oceánica y corteza continental oceanizada, todo ello recubierto por sedimentos. Llegando a alcanzar una altura bajo el nivel del mar de casi la misma llanura continental.

Es más abrupto en la parte Sur, con taludes muy pronunciados y escarpados cañones que cortan a la plataforma continental y llegan hasta la llanura abisal de Iberia y del Tajo. Entre los que destacan el de Nararé, siendo el más largo y profundo de todos, y que va a parar a la llanura abisal de Iberia. Y el de Cascais y el de Setúbal, que mueren en la llanura abisal del Tajo. Estos accidentes se pueden apreciar perfectamente en la Figura 30.

En la siguiente imagen de Google Earth,  de 2012,  se puede observar el margen continental de la placa Euroasiática, escarpado y abrupto, sobre todo hacia el Sur. Destacando en la parte Norte el banco de Galicia como una elevación más allá del continente.

Conclusiones

Debajo de la superficie del mar se extiende también la corteza terrestre, y esta es objeto de los estudios de la geología marina una rama relativamente reciente de la Geología. El objetivo de la Geología Marina es el estudio de los márgenes continentales y cuencas oceánicas profundas que son claves para entender y estudiar la evolución de la Tierra, la vida y los procesos ambientales.

En este trabajo se ha pretendido revelar, de una forma somera lo que se esconde debajo de la superficie atlántica: desde la dorsal medio-atlántica hasta fachada atlántica de la Península Ibérica.

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