Geodinámica Interna. – La geodinámica es la parte de la geología que estudia los fenómenos que se producen en la Tierra como consecuencias de las fuerzas naturales que afectan al planeta. La geodinámica interna circunscribe este ámbito a los fenómenos que tienen lugar en el interior o a los producidos como consecuencia de los movimientos internos, como terremotos y erupciones volcánicas; la tectónica estudia estos fenómenos en orden a la formación de la estructura de la corteza terrestre, las superficies continentales y los océanos; las orogénesis se ocupan de estudiar la formación de las montañas.
Los fenómenos físicos y volcánicos son orogénicos en la medida en que contribuyen a la formación de las montañas, y también son tectónicas, ya que ayudan a configurar la estructura de la corteza terrestre. Actualmente, una rama de la geodinámica interna, la tectónica, se ocupa de estudiar a las manifestaciones actuales de la actividad de la corteza que, según todas las apariencias, tiene una intensidad equivalente a la de los más activos periodos del pasado.
La geodinámica interna se basa, a su vez, en las diferentes ramas de la geología, aunque se apoya muy especialmente en la petrología, la estratigrafía y la sedimentología, la estratigrafía y la sedimentología, que ayudan a entender los procesos que se producen.
Principios básicos de fenómenos geodinámicas.
En la actualidad se admiten en carácter general tres principios básicos de comportamiento de estos fenómenos: vitalismo, isostasia y actualismo. El primero de ellos se refiere a que en el interior de la tierra se producen movimientos derivados de la propia energía del planeta: calor, reacciones químicas, etc. Estos movimientos provocan la inestabilidad de la corteza (el antiguo concepto de tierra firme se demuestra engañoso), la epirogénesis o formación de los continentes y la orogénesis, el desarrollo extremo de este principio, hecho extensible al conjunto de fenómenos que se producen en el planeta, ha desembocado en la teoría de Gaia, según la cual la Tierra incluido los seres que la habitan (minerales, vegetales y animales), es en sí mismo un complejo mecanismo orgánico. El principio de isostasia, establecido por George Airy, considera que las formas emergidas desiguales y las sumergidas desiguales tienden a compensarse; esta compensación se produce en una zona llamada “superficie de compensación isostática”. Según esta teoría, las masas sólidas de la cortezase se comportan como si flotaran, según el principio de Arquímedes que establece que todo cuerpo sumergido sufre un empuje ascendente igual al del volumen del agua que desaloja.
El principio de actualismo establece que los fenómenos actuales son análogos a los que tuvieron lugar en el pasado, lo que justifica la idea de que la evolución de la Tierra se produce a través de ciclos sucesivos de características similares.
Deformaciones de las rocas.
La parte de la corteza denominada sial tiene una base rocosa, fundamentalmente granítica, que suele estar cubierta de sedimentos. Los estudios petrográficos dividen las rocas según su origen en:
Las rocas ígneas se forman a partir del magma fundido, en tanto que los sedimentarias y metamórficas son productos secundarios de la erosión, transporte, depósito y transformación de las rocas más antiguas. La observación de estas rocas permite establecer que en ellas se han producida desplazamientos, deformaciones o roturas. La estratigrafía estudia la medida en que estos cambios se deben a la acción de fuerzas y presiones procedente del manto. Estás fuerzas, según su orientación pueden ser verticales (las que empujan hacia al exterior), horizontales (las que empujan lateralmente) y gravitatorias (las que atraen hacia el interior y producen deslizamientos de unos estratos sobre otros).
Las roturas o deformación de las rocas dependen de la fuerza que se ejerce, pero también de la dureza o plasticidad de los materiales que la conforman. El estudio o formaciones rocosas establece la existencia de un tipo de rocas más plásticas, que tienden a deformarse por la acción de estas fuerzas, y otras duras y rígidas, con tendencia a romperse y fracturarse. A las primeras se las llama orógenas y son rocas relativamente jóvenes, en tanto que las segundas se denominan cratógenas y son relativamente viejas.
Plegamientos y fallas.
En las formaciones rocosas orógenas los estratos se pliegan y adoptan una forma como de olas sucesivas. La conformación de estas olas se denominan plegamientos. En las formaciones cratógenas se observa que muchas de ellas están cubiertas por una espesa capa de sedimento, en cuyos casos se adoptan una forma ondulada de inclinación suave y la posible fractura queda oculta bajo dichos sedimentos; otras formaciones, descubiertas o con una capa de sedimentos más ligera, se fracturan y dan lugar a fallas y levantamientos (llamados horsts).
La conformación de los estratos permite determinar las características de los pliegues. Los datos esenciales a tener en cuenta son la dirección y la inclinación del estrato, ya que permiten identificar el sentido de la fuerza que ha actuado. La mayor o menor inclinación del estrato se denomina buzamiento. Las formas principales que adoptan son: anticlinal o domo (convexa, con la punta hacia arriba) y sinclinal o cubeta (cóncava, con la punta hacia dentro). La sucesión de anticlinales se denomina anticlinorio, en tanto que la sucesión de sinclinales se llama sinclinorio. Dentro de estas deformaciones principales, sinclinales y anticlinales adoptan formas muy variadas, lo que permite sucesivas subdivisiones, como serían las anticlinales
En zona cratógenas pueden observarse anticlinales de gran radio de curvatura, que se denominan meganticlinales, así como depresiones de gran radio de curvaturas, que se llaman megasinclinales. Elementos de los sinclinales son el eje (línea perpendicular que parte del punto más elevado), los flancos o vertientes, el plano axial (plano en el que está contenido el eje) y las charnelas (intersecciones entre el eje y el plano axial).
Las fallas o roturas se producen en los meganticlinales y megasinclinales, en zonas cratógenas. En el momento en que las rocas alcanzan el límite de plasticidad, la fuera que actúa sobre ellas las rompen. Si la zona está cubierta por una densa capa de sedimentos, estos se deslizan y ocupan los huecos creados por la rotura, al tiempo que se produce un desplazamiento de los bloques más elevados hacia zonas más bajas; este tipo de rotura se denomina diaclasa o falla de cobertura. Si la zona esta descubierta o con escasa capa sedimentaria, las fracturas se evidencian de una forma clara y se llaman fallas o fallas de zócalo, producidas a veces por desplazamientos de las diaclasas.
Las fallas nuca aparecen aisladas, sino que lo hacen en conjuntos. En ocasiones, las fallas provocan elevaciones compensatorias (horsts o macizos tectónicos), aunque también generan hundimientos de gran tamaño (fosas tectónicas).
Elementos de las fallas son los labios, el plano de la falla y el salto de la misma. Según su forma. Las fallas se clasifican:
De tijera o inversas Y según su dirección:
En alguna zona se produce una combinación de pliegues y fallas. El pliegue-falla se produce en el área de contacto de la zona cratógenas con la zona orógenas, normalmente diaclasas o fallas de cobertura. Debido a la gran acumulación de sedimentos, que tiende a deslizarse, estas zonas se denominan mantos de corrimiento.
En determinadas áreas de poca resistencia a la presión de las fuerzas interiores emergen a la superficie concentraciones de sal o yeso, que reciben el nombre de diapiros o domos salinos. Según su composición estratigráfica se diferencian tres tipos de plegamientos fundamentales:
Los plegamientos germánicos se caracterizan por la presencia de grandes diaclasas y fallas que producen amplias fosas tectónicas y macizos tectónicas (horsts); las capas de sedimentos acumulados alcanzan gran densidad y moldean las fracturas o cubren las fallas, originando formas onduladas de inclinación suave. En zonas muy consolidadas constituyen la base de los escudos geográficos o cratones, sí bien los principales escudos continentales corresponden a un plegamiento anterior, llamado precámbrico. Los plegamientos jurásicos son intermedio con escasa diferencia de altura entre anticlinales y sinclinales y pendiente no muy pronunciada, y están compuesta por rocas ígneas y sedimentarias de la era secundaria. Los plegamientos alpinos se producen en zonas de pliegue-falla o manto de corrimiento, donde los estratos nuevos se apoyan en los viejos, ocasionándose una intensa actividad sísmica y volcánica; adoptan formas de plegamiento intenso y grandes deformaciones que alcanzan alturas elevadas.
Elementos de la corteza terrestre.
De la corteza superficial forman parte de la sima, basáltico, que se extiende por los fondos oceánicos, y el sial, granítico que constituye las placas continentales y las cordilleras dorsales submarinas del Atlántico y el indico.
La corteza continental es un 16 por ciento más ligera que la oceánica. El efecto isostático hace que la corteza continental emerja sobre las aguas y que la oceánica esté sumergida. Las placas continentales están formadas por el escudo precámbrico y los sucesivos estados de plegamiento, germánico, jurásicos y alpinos; estos dos últimos conforman las cordilleras de plegamientos. Las placas más antiguas y rígidas se denominan crónicas y las más plásticas y jóvenes. Placas orónicas. El borde de los continentes, la placa continental aparece sumergida y en ocasiones aflora en forma de islas llamada por ello continentales, como Gran Bretaña o las Malvinas.
Las dorsales submarinas, asentadas sobre sus respectivas placas, emergen también en algunos puntos en forma de islas. La asociación de cordilleras de plegamiento da lugar a cinturones orogénicos, con gran actividad sísmica y volcánica. Los principales son la peripacífico, el mesogeo euroasiático, los arcos del Caribe, de las Antillas y de la Indonesia, la dorsal del atlántico y la dorsal del Índico.
El cinturón peripacífico en América se extiende desde Alaska hasta el extremo sur de Chile a lo largo casi 19,000 Km, y se caracteriza por una intensa actividad telúrica sísmico-volcánica. Este cinturón se prolonga por el exterior oceánico de la orilla este del Asía, donde da lugar a las islas del Japón y a numerosos archipiélagos en el pacífico hasta Nueva Zelanda; en este sector, el cinturón peripacífico aún se encuentra en proceso de formación.
El cinturón mesogeo se extiende desde los Pirineos, en Europa, y la cordillera Atlas, en el norte de África, hasta el Himalaya, en el sur de Asia, e incluye los Alpes, en los Apeninos, los Cárpatos, el Cáucaso, el Tien Shan y el propio Himalaya. Los sedimentos tienden a acumularse en hundimientos oceánicos y continentales, que se denominan cuencas sedimentarias. La base de estos hundimientos se llama zócalo de cuenca. Los geosinclinales son cuencas marinas sedimentarias localizadas en el océano, en la proximidad del borde litoral del continente o entre dos placas continentales, son depresiones gigantescas a lo largo de la costa, cuyos exponentes más pequeños pueden superar los 50 Km de ancho y los 200 Km de largo; en ellos, la acumulación de sedimentos provoca su progresivo hundimiento, que se llama subsidencia; la acumulación de sedimentos y el progresivo hundimiento tiene lugar durante un lento proceso de muchos millones de años.
Evolución del geosinclinal
El proceso de acumulación de sedimentos y el simultaneo hundimiento en los geosinclinales son procesos lentos y van acompañados de una fase a la actividad interna en esa zona del planeta.
Cuando peso y hundimiento alcanzan la fase crítica, las fuerzas internas se ponen en acción y se inicia un ciclo que transformara la geografía de la zona.
La primera fase de este ciclo se caracteriza por la actividad volcánica. En la zona más profunda del geosinclinal se produce una rotura del zócalo las grandes temperaturas y la fuerte presión provocan la fusión de los materiales produciéndose un proceso metamórfico del mineral, que cambia su constitución. Los volcanes se elevan y arrojan al exterior los sedimentos en estado magmáticos, junto a rocas ígneas eruptivas y restos de fósiles marinos (ello explica la aparición de estos fósiles en zonas montañosas muy elevadas). La metamorfosis del mineral culmina en el exterior, al enfriarse y readaptarse a las nuevas condiciones de temperatura, lo que origina el granito que, al acumularse sobre el zócalo contiguo, se pliega y forma los sistemas montañosos. El zócalo queda prácticamente cubierto y solo aflora en el borde de la cordillera y a veces en su zona central, donde se integra en la nueva configuración.
En la segunda fase del ciclo, la actividad volcánica se agudiza (paroxismo orogénico), acompañada por una intensa actividad sísmica. Las erupciones ya no sólo expulsan material de origen sedimentario, sino también de otro tipo, procedente del manto y de composición distinta. Estos materiales se unen a los anteriores y el proceso metamórfico continuo, con elemento del conjunto y acumulación lateral, que ocupa y destruye las estructuras anteriores. Emergen primero las islas y luego la cordillera, que queda unida al continente. A lo largo de este ciclo se generan nuevos depósitos sedimentarios de carácter detrítico, denominados molasas.
En la tercera fase, el conjunto se asienta sobre su base. Se trata de un periodo de reajuste isostático, por lo que todavía se producen sismos, así como roturas por las que se derrama la lava fundida.
Una vez establecido el conjunto se inicia la fase erosiva y de endurecimiento, sí bien la erosión comienza a actuar desde el mismo momento en la que la cordillera emerge. La erosión genera nuevos sedimentos, que irán acumulándose en nuevos geosinclinales, al tiempo que irán limando las iniciales pendientes pronunciadas y las transformarán primero en altiplanos, luego en mesetas y por último en penillanuras mientras que la roca iniciará un proceso de endurecimiento que hará que pase de orógenas, el proceso erosivo es fundamental de índole climática, acentuada por la fuerza de la gravedad; los materiales se desprenden y se diseminan a veces incluso en grandes bloques, por la acción de la lluvia y los vientos, o se deslizan hacia el mar arrastrados por los ríos y glaciares. Depositándose después en los deltas o en cuencas de sedimentación. El cinturón volcánico que se extiende por el pacifico se caracteriza por ser una zona de intensa actividad telúrica sísmico-volcánica. El cráter Kilauea, en la isla de Hawái en erupción.
Movimiento de la corteza terrestre.
El tipo de movimiento que se origina en los geosinclinales y ocasiona la formación de las montañas es de componente horizontal y se denomina orogénesis. Existe también otro tipo de movimiento de la corteza terrestre, de carácter vertical y mucho más lento que el anterior. Este tipo de movimiento de la corteza terrestre, de carácter vertical y mucho más lento que el anterior. Este tipo de movimiento provoca oscilaciones de la masa continental, avances y retrocesos marinos y tiende a la elevación o el hundimiento de la masa; se denomina epirogénesis y se supone que es el que da origen a la traslación de los continentes y al choque, separación y a veces superposición de las placas tectónicas la epirogénesis se acompaña de sismos de baja, medida o alta intensidad
Evolución cortical.
Por otra parte, del proceso descrito se desprende una expansión de la masa continental de sial, que poco a poco van extendiéndose sobre la sima y robándole terreno al mar de tal manera que las zonas literales o próximas a este suelen ser de formación reciente, aunque sus tratadas sobre escudos anteriores, mientras que las zonas centrales de los continentes se corresponden con la formación más antigua. Así la Pangea o primitiva masa continental que se originó en el periodo precámbrico conforman los principales escudos geográficos continentales actuales. Sobre ellos se han ido asentando los sucesivos estratos de plegamiento, por lo que la masa continental actual es mucho mayor que la inicial, que sólo aflora en el centro de los continentes, cubierta de sedimentos.
Al mismo tiempo se produce un proceso de renovación de la corteza, allí donde dos placas se separan, al rellenarse la fractura con magma líquido que surge del manto y que se endurece inmediatamente. Este proceso se genera sobre todo en el fondo marino, en los dorsales oceánicos, lo que origina la estructura del fondo en sucesivas franjas rocosas paralelas a las dorsales, con un valle o fosa central donde se encuentra la fractura. La corteza oceánica se está destruyendo y renovando continuamente, de manera que en ningún punto se han encontrado piedras de antigüedad superior a los doscientos millones de años, mientras que en las zonas continentales se han hallado algunas que alcanzan los cuatro mil millones de años.
Teorías sobre la formación de las montañas.
La confirmación de este proceso se ha establecido recientemente gracias a los modernos métodos de estudio, apoyados en la extraordinaria sensibilidad de los instrumentos que se utilizan. Así, para realizar los mapas topográficos se ha instaurado durante todo el siglo XX una red de puntos de referencia, cuya posición relativa y altitud deben ser conocidas con precisión. Por lo general, se daba por hecho que, para la mayor parte de los lugares, la posición de estos puntos era invariable; sin embargo, las mediciones, realizadas con aparatos de gran precisión han establecido muchas cifras no coincidentes, lo que no es imputable a errores técnicos o humanos. La comparación sísmica de estas mediciones ha permitido constatar desplazamientos verticales de casi dos milímetros por año en lugares que se suponían muy estables. Estos análisis (mediciones de Fourniquet en 1977 y de Vernet en 1980) evidenciaron la existencia de un sistema de bloques articulados sobre líneas de fracturación conocidas, que se inclinan suben o bajan. Por otra parte, la observación mediante satélites artificiales, dotados de instrumentos de medición muy precisos, ha confirmado la teoría de los desplazamientos de las masas continentales al apreciar una separación entre Europa y América del orden de 1 cm por año. Actualmente se utilizan los métodos llamados paleomagnéticos, que permiten obtener datos que indican la orientación de las partículas magnéticas de los minerales según el campo magnético de la Tierra en la época en que estos se formaron.
No obstante, la constatación de los procesos no satisface el insaciable afán de conocimientos. Queda por conocer el origen, la causa que desencadena las incalculables fuerzas que los activan. Como ya se indicó, se han desarrollado diferentes teorías, cada una de las cuales hace hincapié sobre el aspecto que considera como el motor desencadenante. Este es un terreno en el que resulta muy difícil realizar comprobaciones científicas.
Así, la teoría contraccionista considera que las líneas de fuerza son consecuencia de la contracción que provoca el progresivo enfriamiento de la Tierra, aunque ya se comentó que este planteamiento ha sido abandonado por casi todos los científicos. Una segunda teoría que se considera es la de las corrientes de convección, según la cual el manto tiene un estado pastoso o magnético debido a las fuertes temperaturas que se dan en su interior, las cuales se desarrollan de manera distinta de un punto a otro punto, en función de la composición química, provocando corrientes de convección térmica en su seno, que a su vez originan las fuerzas de componente horizontal y vertical. Esta teoría está apoyada por ejercicios de simulación en laboratorio que parecen confirmarla. Es indudable que los diferentes planteamientos tienen parte de razón y que el planeta se ve sometido a la acción de fuerzas internas de orden muy diverso, al igual que es indudable que la metamorfosis no sólo afecta a la Tierra, sino también a los otros planetas, al Sol y al conjunto del espacio exterior. La atracción mutua de los cuerpos se incrementa cuanto mayor es su masa, y el movimiento de la Tierra en el espacio refleja este hecho. La Luna, el Sol y los demás planetas provocan modificaciones en las características físicas de rotación de la Tierra ha sufrido cambios cuyas repercusiones ha podido ser determinantes en la evolución geológica.
Hasta principio del siglo XX se pensaba que el planeta había sido sacudido por grandes hecatombes (teoría de los cataclismos) durante las distintas eras geológicas. La presencia de meteoritos y el impacto de objetos procedentes del espacio, mucho de los cuales se desintegran al estar en contacto con la atmosfera, así como el hallazgo de impresionantes cráteres o la experiencia del tremendo impacto del cometa Shoemaker-Levy 9 sobre la atmósfera de Júpiter, tampoco excluyen este tipo de influencias. No obstante, el problema reside en encontrar el motor, la fuerza principal de estos fenómenos que, según la opinión actual de la ciencia, es de naturaleza interna.
La tectónica de placas.
A fines del siglo XX, la teoría de la deriva de los continentes, que ha sido confirmada por la investigación por satélite, ha desembocado en las tectónica de placas y es la que mejor explica los procesos estructurales a nivel global: deslizamiento de las placas de la corteza, que chocan entre sí o cambian de posición. Eta teoría es bastante satisfactoria, aunque no explica suficientemente los fenómenos orogénicos; en cuanto al movimiento de las placas, lo justifica por la expansión de los fondos oceánicos, que se iniciaría en las dorsales y el deslizamiento de las placas sobre el manto. Las placas están separadas por grandes fallas y los movimientos de separación de las placas a ambos lados de la falla generan terremotos de gran intensidad, como los producidos a lo largo de la falla de San Andrés en California. La tectónica de placas abre grandes posibilidades al conocimiento geodinámica, que progresa a grandes pasos al finalizar el milenio.
El ciclo geológico.
La dinámica geológico interno se reproduce en ciclos de características análogas a través de millones de años. En tales ciclos geológicos se consideran tres fases principales:
Durante la litogénesis se produce la acumulación de los sedimentos en los geosinclinales. Esta fase tiene una duración superior a los cien millones de años. La orogénesis se divide en fases orogénicas o de plegamientos, separadas entre sí por interfaces de relativa calma. Estas fases pueden afectar a sectores diferentes del geosinclinal, a su conjunto o superponerse en la misma zona, en cuyo caso se produce un tipo de material muy estratificado, lo que facilita su estudio. Esta segunda etapa del proceso se desarrolla según los periodos de vacuidad, de paroxismo orogénico y de descompresión y reajuste isostático, que ya se han descrito al estudiar la evolución de los geosinclinales; su duración es muy inferior a la de etapa de litogénesis, entre 30 y 50 millones de años. Durante la clíptogénesis, el proceso erosivo transforma la cordillera hasta dejarla reducida a una llanura; esta fase es aún más corta que la anterior, tal vez uno o dos millones de años. Finalmente, un ciclo se encabalga con el siguiente.
El análisis de los ciclos.
Aun cuando es probable que durante la era agnostozoica se desarrollasen varios ciclos geológicos, el estudio de las formaciones actuales tan sólo permite considerar cuatro de estos ciclos en la historia geológica de la Tierra:
Su análisis permite concluir que al final de cada uno de ellos se produjeron grandes alteraciones climáticas y glaciaciones.
Probablemente, el periodo sedimentario se desarrolló durante el cámbrico, las fases orogénicas en el silúrico y la gliptogénesis al final del silúrico; esta fase afecta sobre todo a Groenlandia y una parte de América del Norte, pero hay componentes caledonianos en los otros continentes, por ejemplo, en Europa (cadena británica-escandinava).
Al ser el más reciente, el ciclo alpino ha podido estudiarse bastante a fondo, lo que ha permitido establecer en el numerosas subfases diferentes, por ejemplo, en el secundario las fases jurásicas (actividad en los bordes asiático y americano del Pacífico) y cretácico (Andes, montañas Rocosas), y en el terciario las fases pirenaicas (eoceno), helvética y sávica (oligoceno), ática y rodánica (mioceno), ática y rodánica (mioceno), etc. Durante el terciario pudo haberse producido el encuentro entre las masas continentales desgajadas de África (Arabia India) y la parte sur de Asia, lo que había ocasionado fuertes presiones laterales sobre los geosinclinales intercontinentales, dando lugar al Cáucaso, los Cárpatos y la cordillera del Himalaya.
En la parte americana del cinturón circunpacífico, los más importantes sistemas montañosos son la Rocosas (pico más alto; Elbert, 4399 m), la Sierra Madre y los Andes (Aconcagua, 6,959 m, varias montañas que superan los 6,000 y numerosos volcanes en activo). En la parte asiática predominan los volcanes. El cinturón euroasiático tiene puntos más elevados en el Himalaya, la parte de formación más reciente.
Está integrado, entre otros sistemas montañosos, por los Pirineos (pico más alto: Aneto, 3,404 m), el Atlas (Pico Toubkal: 4,165 m), los Alpes (pico Mont Blanc: 4,807 m), los Apeninos (monte Corno: 2,914 m), los Cárpatos (Elbrús: 5,642 m), los montes Altai (Belucha: 4,506 m), Tian Shan (Pobiedy: 7,439 m), hindú Kush (Tirich Mir: 7,690 m), Kuenlun (Muztag: 7,724 m) e Himalaya (Everest: 8,848 m y numerosas cimas por encima de los ocho mil metros).
También hay que considerar en este apartado las dorsales oceánicas: la Atlántica, con dos ramas, una prolongada hacia el norte y otra hacia el sur (de ella emergen Islandia, las Azores, Cabo verde, Asunción, Santa Elena y Tristán da Cunha), y la del Índico (de la emergen Java, Sumatra y numerosas islas menores.
Los ciclos geológicos
| Eras y periodos | Ciclos |
| Arqueozoica o agnostozoica (tiempos pregeológicos) Arcaico Precámbrico | ASÍNTICO |
| Paleozoica (o Primaria) Cámbrico Ordovícico Silúrico Devónico Carbonífero Pérmico | CALEDONIANO HERCINIANO O CARBONÍFERO |
| Mesozoica (o secundaria) Triásico Jurásico -Eojurásico -Mesojurásico -Neojurásico Cretácico | Fase jurásica[B1] ALPINA Fase cretácica |
| Cenozoica (o terciaria) Paleógeno -Eoceno -Oligoceno Neógeno -Mioceno -Plioceno | Fase pirenaica Fases helvética y sávica ALPINA Fases ática y rodánica |
| Neozoica o antropozoica (cuaternaria) Pleistoceno o glacial Holoceno o actual | ALPINA |
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