INTRODUCCIÓN El Sol y sus planetas comenzaron a formarse a partir de una nube de gas y polvo interestelar hace aproximadamente 4.500 millones de años. El tiempo transcurrido en esta fase de génesis se estima en unos 400 millones de años. Desde el origen de la Tierra, el tiempo geológico se ha dividido clásicamente en tres grandes períodos de tiempo o eones, Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico.   ARCAICO Constituye el período de tiempo comprendido entre hace 4.500 y 2.500 millones de años. Aunque representa el 45% del tiempo geológico, sus rocas afloran tan sólo en un 3% de la superficie terrestre, ya que los procesos geológicos internos y externos las han reciclado. Constituye una época muy energética, con un máximo muy acusado al final del eón. En la Tierra primigenia, durante el Hádico, la dinámica del Sistema Solar propició una fase de continuas colisiones de objetos celestes y la dinámica del propio planeta, donde se iban diferenciando las distintas capas que constituirían su estructura interna, mantuvieron a la Tierra recién formada en un estado de continua agitación. Según la hipótesis más aceptada, antes incluso de que hubiese concluido la acumulación del material del nuevo planeta y la diferenciación geoquímica de sus capas internas, la violenta colisión con un cuerpo estelar, dio lugar a la formación de la Luna. Las condiciones ambientales durante estos primeros 400 millones de años, fueron extremadamente duras y estériles desde el punto de vista biológico. La mayoría de los datos apuntan que nada más formarse el planeta, ya debía existir una atmósfera procedente de la gran cantidad de sustancias volátiles presentes. Su constitución era muy diferente a la actual, ya que se estima que el 99% de los gases atmosféricos actuales son de origen secundario y tremendamente influenciados por la biosfera. La indicios más antiguos de una capa líquida, datan de hace 3.800 millones de años, concluido ya el proceso de acumulación de materiales. La formación de la hidrosfera fue un proceso muy rápido y la cantidad de agua en ésta ha variado poco desde entonces. Inmediatamente después de la aparición de la atmósfera y la hidrosfera, la vida irrumpió de forma explosiva en la Tierra. Los organismos vivos más antiguos de los que no se tiene duda, hicieron su aparición hace algo más de 3.500 millones de años y pertenecían al reino de las bacterias. Tras la diferenciación geoquímica del interior terrestre, algunas zonas de la superficie pudieron acumular suficiente cantidad de rocas como para formar pequeñas zonas o gérmenes de corteza estable, que flotaban sobre un océano de magma, precusor de la actual astenosfera. Las hipótesis más aceptadas indican que debió desarrollarse una tectónica de microplacas, antecesora de la tectónica de placas actual y que en la litosfera se diferenciaba ya una corteza continental de otra oceánica. Hacia finales del Arcaico, se habría desarrollado una tectónica de placas equivalente a la actual.   PROTEROZOICO Constituye el período de tiempo comprendido entre hace 2.500 y 570 millones de años. Formados ya los primeros continentes estables y con una tectónica de placas global similar a la de hoy, el reciclado de los materiales da lugar a la producción de rocas más parecidas a las actuales. Asimismo, en las cuencas que rodean estos microcontinentes empiezan a acumularse espesores importantes de sedimentos. Durante este período de tiempo la evolución de la litosfera da lugar a la diferenciación de tres tipos básicos de dominios tectonoestratigráficos, diferenciándose una serie de continentes o escudos rodeados de plataformas y edificios orogénicos edificados sobre éstos. Escudos. Grandes zonas que han permanecido estables y emergidas antes del Cámbrico. Hoy día constituyen principalmente el centro de las grandes zonas continentales, diferenciándose los siguientes: Canadiense, Groenlandia, Báltico, Hébridas, Anabar, Aldan, Guayanas, Brasileño, Patagonia, Árabe, Africano, Malgache, Índico, Australiano, Antártico. Plataformas. Corresponden a los bordes o márgenes de los escudos. Por lo general, los materiales acumulados no han sido reactivados por orogenias desde el final de este eón. Se distribuyen alrededor de los escudos anteriores. Núcleos de cordilleras plegadas. Son áreas que han sido reactivadas por una o más orogenias, apareciendo intensamente deformadas. Al final del Proterozoico, la mayor parte de las tierras emergidas se reunieron en un único y gran continente, Rodinia. Es evidente que la colisión de las distintas masas continentales traería consigo la deformación generalizada de los materiales acumulados en sus márgenes, que constituyeron los núcleos de nuevas cordilleras.   FANEROZOICO Se extiende desde hace 570 millones de años hasta la actualidad. Dentro de este eón se diferencian las eras tradicionalmente más conocidas: el Paleozoico o era Primaria, el Mesozoico o era Secundaria, y el Cenozoico, que incluye al Terciario y al Cuaternario. Su duración, en comparación con los eones anteriores, es muy corta, tan sólo representa el 12,6% del tiempo geológico, sin embargo, el conocimiento geológico de este eón es mucho mayor. A principios del Paleozoico, Rodinia comenzaba a romperse y separarse para volver a unirse al final de esta era, unos 300 millones de años después, en otro supercontinente, Pangea. Las colisiones entre los bloques litosféricos que se dieron durante la formación de Pangea, reciclaron parte de las rocas que constituían las antiguas masas continentales, borrándose del registro geológico la información sobre orogenias anteriores a la formación de este supercontinente en amplias áreas del mundo. Desde entonces, la tectónica global ha vuelto a separar Pangea, sin duda para volver a unirla en un futuro geológico próximo. Las colisiones entre bloques litosféricos originan orógenos o cadenas de montañas. Durante este eón se han desarrollado tres grandes ciclos orógenos: el caledoniano, el hercínico y el alpino. Además de éstos, se han producido otros orógenos en distintas partes del mundo, si bien su distribución es mucho más localizada. Orogenia Caledoniana Se desarrolló durante el Paleozoico inferior, llegando a su máximo apogeo en el Silúrico superior y el Devónico inferior. Corresponde a un orógeno de colisión entre masas continentales, lo que deformó los materiales que ocupaban las cuencas situadas entre ellas. Aparece en Groenlandia, costa este de Norte América, Noruega y las Islas Británicas. Orogenia Hercínica Tuvo lugar durante el Paleozoico superior, con un máximo en el Carbonífero. Es el orógeno más importante del Paleozoico, ya que resulta de la unión de la mayor parte de las masas continentales en el supercontinente Pangea, lo que originó la deformación de los materiales que ocupaban la cuenca marina (Proto-Tethys) situada entre un conjunto septentrional (Laurasia) y otro meridional (Gondwana). Se puede observar en Europa, África y América del Norte. Es aquí donde encontramos de forma inequívoca las primeras pistas sobre la formación geológica de la Península Ibérica, cuyo paleozoico es principalmente de naturaleza hercínica. Muchos autores defiende la hipótesis de que entre Laurasia y Gondwana existía un microcontinente, Armórica, del que formaba parte Iberia. En el Carbónifero superior, terminada la subducción de la corteza oceánica que separaba los dos grandes continentes mundiales, Armórica fue comprimida entre éstos. El resultado fue esencialmente la formación del Macizo Ibérico y la Cadena Pirenaica, hoy desmantelados por los agentes geológicos externos o reactivados y formando parte de otros orógenos del ciclo alpino. Orogenia Alpina Con la rotura de Pangea, tan sólo 50 millones de años después de haberse formado, comienza el ciclo alpino. Se extiende de forma aproximada desde finales del Paleozoico hasta la actualidad, durante todo el Mesozoico y Cenozoico. Las rocas de este intervalo de tiempo ocupan el 80% de la superficie. En algunas áreas ha reciclado y reactivado los materiales formados en otros ciclos orogénicos, deformándolos y metamorfizándolos, borrando las huellas procedentes de orogenias más antiguas. Durante este período de tiempo, la deriva de las placas ha dado lugar a la formación de las principales cadenas montañosas que conforman actualmente los relieves más acusados, restringidas a dos grandes ámbitos geográficos: la cadena alpino-himalaya y los orógenos circumpacíficos. Estos orógenos se han formado por distintos procesos enmarcados dentro de la tectónica global, el Himalaya por colisión entre dos masas continentales, los Andes por subducción de la corteza oceánica pacífica bajo la corteza continental de Sudamérica, las Montañas Rocosas por choque de litoferaclastos o microcontinentes y la Cordillera Alpina por colisión entre placas y microplacas. Es precisamente en la Cordillera Alpina donde se enmarca la historia geológica de Iberia desde finales del Paleozoico. Este gran cinturón orogénico se extiende en sentido amplio desde Asia Menor hasta el Estrecho de Gibraltar, constituyendo Iberia su porción más occidental. El supercontinente Pangea estaba rodeado de un gran océano, la Panthalasa, que presentaba un conjunto de penetraciones. Cuando comienza la rotura de Pangea, uno de estos brazos oceánicos comienza a separar de nuevo un conjunto septentrional (Laurasia) de otro meridional (Gondwana), formándose el mar de Tethys. Es aquí donde podemos situar a Iberia, precisamente en el extremo occidental de este antiguo brazo de mar y entre estas dos grandes masas continentales. La dinámica de las placas ha ocasionado durante todo este tiempo el movimiento relativo de África y Europa, entre cuyas masas continentales se situaba la cuenca marina con corteza oceánica, el Tethys. El acercamiento entre estas masas de tierra ha consumido por subducción la totalidad del fondo oceánico existente entre ambas, provocando el cierre del Tethys y el choque entre las masas continentales de ambas placas así como el de un conjunto de microplacas y bloques continentales que se extendían entre ambos, entre las que se encontraba la microplaca Ibérica. Los Pirineos se forman por el choque entre la microplaca Ibérica y la placa Euroasiática, al quedar la primera comprimida entre África y Europa. La Cordillera Bética por deformación y plegamientos de los materiales depositados en el Tethys y choque de la microplaca Apúlica, y el Sistema Ibérico por deformación intraplaca, resultado del plegamiento de la litosfera como respuesta a la compresión que sufre Iberia en sus márgenes. Tras la formación de los principales relieves, los agentes geológicos externos, el agua, el viento, etc., han comenzado su erosión, transportando los materiales desde las zonas más elevadas hasta cuencas intramontañosas y depresiones interiores, o hacia las cuencas marinas. Todos estos procesos han dado lugar al relieve que apreciamos hoy en la Península Ibérica.