Геология Пиренеев - Geology of the Pyrenees

В Пиренеях являются 430-километровый, примерно с востока на запад поразительный , внутриконтинентальный горная цепь , которая делят Франция, Испания и Андорра . Пояс имеет обширную полициклическую геологическую эволюцию, восходящую к докембрию . Нынешняя конфигурация цепи обусловлена столкновением между микроконтинентом Иберией и юго-западным мысом Европейской плиты (то есть южной Францией). Два континента приближались друг к другу с начала верхнего мела ( альб / сеноман ) около 100 миллионов лет назад и, следовательно, сталкивались в палеогене ( эоцен / олигоцен ) от 55 до 25 миллионов лет назад. После поднятия цепь претерпела интенсивную эрозию и изостатические перестройки . Поперечное сечение цепи показывает асимметричную структуру в виде цветка с более крутыми провалами на французской стороне. Пиренеи не только являются результатом сил сжатия , но также демонстрируют важный левосторонний сдвиг .

Географическое расположение

Строгие Пиренеи простираются в направлении запад-северо-запад-восток-юго-восток (N 110) на расстояние более 430 км от Бискайского залива на западе до Гольф-дю-Лион и Гольф-де-Роз на востоке, их ширина по простиранию варьируется. от 65 до 150 км. Они ограничены на севере Северным Пиренейским фронтом ( французское: Front nord-pyrénéen , также Северо-Пиренейским фронтальным разломом или NPFF ), основным надвиговым разломом, по которому единицы из Северо-Пиренейской зоны были перенесены через субпиренейскую зону , самую южную часть бассейна Аквитании , их северного побережья . Их южная граница - фронтальный разлом Южных Пиреней . Здесь срезы надвигов из Sierras Marginales и их боковые эквиваленты смещаются на юг по бассейну Ebro .

Тем не менее, в более широком, геологически более значимом смысле Пиренеи продолжаются дальше на запад, в Баскские и Кантабрийские горы ( баскско-кантабрийская цепь ). В конце концов они исчезают вдоль континентальной окраины в Астурии . Точно так же на востоке, они не просто исчезают в Средиземном море , а продолжать свой курс через покровные единица CORBIERES массива Into Bas Лангедоке и даже в южную часть Прованса . На их дальнем восточном конце в Провансе типичные тенденции пиренейских складок наложены альпийскими структурами, которые окончательно срезаются дугой Западных Альп . Пиренейская цепь в более широком смысле имеет длину почти 1000 км.

Структурная организация орогена

Профиль, проходящий через Sensu stricto Пиренеев, демонстрирует веерообразную цветочную композицию. Структура сильно асимметрична с более крутой и узкой французской северной стороной и гораздо более широкой и более пологой испанской южной стороной.

Двусторонний ороген можно разделить на несколько тектонических зон, с севера на юг, которые ограничены крупными разломами восточно-западного простирания:

• Северный берег - бассейн Аквитании
• Субпиренейская зона или субпиренейская впадина
• Северная Пиренейская зона
• Осевая зона
• Южно-Пиренейская зона
• Sierras Marginales
• Южный берег - бассейн Эбро

По простиранию пиренейский ороген можно разделить на три отдельных домена: восточную область, простирающуюся от Средиземного моря до реки Сегре , центральную область, простирающуюся от реки Сегре до разлома Памплона , и западную область за пределами разлома Памплона.

Северный берег

Субпиренейская зона

Subpyrenean зона геологический часть Аквитания бассейна, северного предгорье Пиренеев, и была поймана в Пиренейском горообразовании. Зона складывалась в эоцене и накатывалась эшелонированно Северо-Пиренейской зоной вдоль Северного Пиренейского фронта. Эти аптрасты меняют свой характер на западе и востоке орогена, где они становятся похожими на покрывало , примерами которых являются Bas Adour Nappe на западе и Corbières Nappe на востоке. Последний продолжается дальше на восток через складки и тектонические пласты около Сен-Шиниана , через складку около Монпелье, чтобы присоединиться к надвигу Южного Прованса около Сент-Бома , который постепенно исчезает к югу от Бриньоля .

В пределах Sensu stricto Пиренеев субпиренейская зона состоит из верхних меловых отложений и очень мощных палеогеновых отложений в поверхностных обнажениях. Отложения имеют простые складки, следующие трендом ЗСЗ-ВЮВ.

Подповерхность, однако, имеет гораздо более сложную структуру из-за триасовых соляных диапиров и северных надвигов. Под мезозойским покровом толщиной более 6000 метров, вероятно, скрывается более 6000 м палеозойских пород фундамента. Мезозойский чехол включает до 1500 м триасовых отложений, более 500 м юрских отложений и более 3000 м меловых отложений.

Слой нижнего триаса ( Buntsandstein ) мощностью до 500 м представлен конгломератами , брекчиями , коричневыми песчаниками , аргиллитами , сланцами и алевролитами . Средний триас ( Muschelkalk ) может достигать мощности 400 м и показывает алевритовые сланцы, эвапоритовые отложения и доломитовые микриты . Верхнетриасовые отложения Keuper мощностью до 500 м сложены карбонатными отложениями, солями , алевролитами и прослоями офитовых диабазов / оливиновых долеритов . Нижняя Лиас представляет собой трансгрессивную толщу с до 200 м неморскими песчаниками, прибрежными морскими известняками и эвапоритами. А пелагические фауны в верхнем предлагают открытые условия морских. Средняя и верхняя лиасы состоят из 230 м мелководных морских платформенных отложений (биокластический известняк, глинистый известняк и микритовый известняк). В средней юры , в оолитового барьер , состоящий в основном из глинистых micrites, отделяет внешнюю полку от внутренней полки. Верхнеюрские ( Мальмские ) отложения представлены в основном сланцами и карбонатами. Ближе к концу юры были установлены ограниченные среды с доломикритами, полосчатыми известняками и эвапоритами. Нижний меловой слой начинается с песчаников, сланцев, известняков и известняковых брекчий в неокомском веке, за которыми следуют барремские мергели и известняки. В нижнем апте залегали песчаники, сланцы, песчаные мергели и известняки. Верхний апт и альб сложены в основном мергелями и известняками. Верхний мел включает прибрежный турон с песчаниками и песчанистыми известняками. К началу сенона ( кампан ) образовалась глубокая впадина (Субпиренейская впадина), получившая очень мощную толщу флиша . Кампанские и маастрихтские флиши включают от 2000 до 3000 м периодически переслаивающейся мелочи (мергели, известковистые сланцы и аргиллиты ) и более крупных отложений (конгломераты, песчаники и грейвакки ). Вблизи границы K / T Субпиренейская впадина была заполнена континентальными красными отложениями в гарумнских фациях, даже включая яйца динозавров в некоторых местах. В этот момент Субпиренейская впадина претерпела складчатость, сопровождавшуюся слабым метаморфизмом .

Выше альба и до начала кампана встречаются вулканические породы, включая базальтовые лавы , спилит и диабаз, а также пирокластические породы, такие как туф , лапиллитовый туф, вулканическая брекчия и агломерат . Вулканические породы могут быть пересечены дайками лампрофиров .

Во времена палеоцена / эоцена море перешло из Атлантики в субпиренейский бассейн, который вел себя как спуск к медленно поднимающимся Пиренеям непосредственно на юге. Отлагалась очень мощная (от 2000 до 3000 м) толща мелкозернистых обломочных или известковых отложений. Осаждение прекратилось в конце эоцена из-за сильного сжатия (основная фаза пиреней).

В районе разлома Мюре , левостороннего сдвигового разлома и продолжения Тулузского разлома на юг Субпиренейская зона может быть разделена на две неравные половины. Восточную половину между реками Гаронна и Од можно разделить на три разные зоны (с севера на юг):

• северный берег.
• складчатая зона шириной 10 км. Его северная граница - хребты Малых Пиренеев , которые находятся выше слепого удара. Эта зона сужается к востоку и исчезает, не доходя до Од. Отложения включают гипсоносный триас на дне, за которым следует юрский период с внутренним надвигом и очень мощная покровная толща флишевых отложений верхнего мела .
• узкая полоса флиша на юге. Эта довольно мощная толща флиша также откладывалась в верхнем мелу. Он был перевернут в почти вертикальное положение за счет толчковых движений на Северном Пиренейском фронте и теперь образует перевернутый южный фланг асимметричной синклинали .

В западной половине присутствует только северный выступ; он сложен пологими складчатыми, но сильно сочлененными эпиконтинентальными мезозойскими отложениями, покрытыми и скрытыми миоценовыми отложениями молассы . Наборы складок восточно-западного и северо-западно-юго-восточного простирания пересекаются и прорезаны разломами северо-восточного простирания. В недрах также присутствуют соляные диапиры триаса.

В пределах северного выступа к востоку от реки Од, появляется палеозойское поднятие фундамента Мутумета , горст, наклоненный к югу и покрытый континентальными слоями эоцена .

Цепи складок Субпиренейской зоны нарушены в Нижнем Лангедоке Севеннским разломом , крупным левосторонним сдвигом .

Северная Пиренейская зона

Зона Северных Пиреней довольно узкая, обычно всего около 10 км в ширину, но может расширяться до 40 км. Для него характерна очень сильная складчатость. Зона надвигается на север вдоль Северного Пиренейского фронта - его северной границы - над Субпиренейской зоной. Это толкающее движение сжимало выступающий выступ и, как следствие, привело к складчатости в субпиренейской зоне. Зона Северных Пиренеев сама надвигается Осевой зоной вдоль Северо-Пиренейского разлома ( НПФ ), высокоуглового взброса, образующего его южную границу. Северо-Пиренейский разлом отмечен сильно деформированными милонитами . Породы в окрестностях имеют горизонтальные линии, подчеркивающие важность разлома как основной зоны сдвига. В других местах зоны Северных Пиреней градиент деформации также высок, но направление растяжения обычно вертикальное.

Осадочный пакет Северной Пиренейской зоны мощностью более 6000 м образован мезозойскими (юрскими и меловыми) породами, которые отслоились над эвапоритами верхнего триаса и впоследствии сползли на север. В отличие от Субпиренейской зоны, Северо-Пиренейская зона практически не содержит палеогена. Сланцевые и эвапоритовые отложения верхнего триаса (Keuper) иногда содержат прослои доломитов , туфов и диабазов (офитов); эти отложения ведут себя пластично и обычно образуют тектонический меланж с контактами, выраженными в виде поверхностей деколлемента . С начала юры до конца нижнего мела в период тектонического покоя развивалась мелководная карбонатная платформа, в которой осаждались в основном известняки. В среднем альбе произошел крупный переход фаций к глубоководным условиям. Это изменение знаменует начало бассейна Северных Пиреней , 400-километрового желоба раздельного происхождения, заполненного несогласованными турбидитными флишевыми отложениями в течение верхнего мела. Во времена Верхнего Альба этот раздвижной бассейн разделился на внутренний желоб рядом с разломом Северных Пиреней, в котором находился Flysch ardoisier, и внешний желоб дальше на север, заполненный Flysch noir . Позже, во время турона и коньяка, внешний флишевой желоб получил так называемые Flysch à fucoides , очень мощную толщу переслаивающихся известковых аргиллитов / мергелей и песчаных калькаренитов. За этим флишем следует регрессивная серия в маастрихте - толстые мергели ( Marnes de Plagne ), платформенные известняки ( Calcaires nankins ), а также лагунные и озерные отложения. Всего коньякско-маастрихтская серия достигает мощности 3000 м.

Палеозойский фундамент прорывает осадочный чехол несколькими миндалевидными горстоподобными поднятиями размером от 1 до 300 км ² . Примерами могут служить так называемые массивы спутников Нор-pyrénéens (север Пиренейский подвальных поднятий) между Лурдес и Перпиньян , среди них следующие поднятий: Agly , Arize , Barousse , Бессед-де-Со , Кастильоне , Milhas , Plantach , Сен-Бартелеми , Сальвезин и Рабат-ле-Труа-Сеньор , а также несколько поднятий в северной Стране Басков . Эти поднятия имеют левостороннее сдвиговое происхождение и наклонены к северу; одновременно они также демонстрируют компонент вертикального сдвига. Вероятно, они образовались в варисканской орогении . В поднятиях фундамента встречаются в основном докембрийские гнейсы и гранулитовые гнейсы (в массиве Агли), а также палеозойские магматические и метаморфические породы.

Небольшая полоса шириной не более 5 км к северу от Северного Пиренейского разлома испытала динамический и термический метаморфизм во время альба / сеномана около 110 миллионов лет назад (высокая температура / низкое давление, тип "HT / LP"). Некоторые области к северу от поднятий фундамента также подверглись метаморфизму (например, в Бигорре и на юге Корбьера). Метаморфизм был изохимическим без внедрения посторонних элементов и затронул только породы осадочного чехла, которые превратились в мрамор и роговики . Палеозойский фундамент не пострадал, вероятно, из-за его уже обезвоженного состояния.

В пределах метаморфической полосы разбросано несколько проявлений лерцолитов (включая их типовое местонахождение в Лерсе ). Они были вытеснены из верхней мантии по глубоким разломам. В лерцолитах связаны с амфиболитами , пироксениты и амфибол водоносных перидотитами . Все эти мантийные породы собраны в рои, самый большой выход в Монкаупе достигает всего 3 км ² . Они широко распространены, от Беарна до Од . Способ их размещения еще не уточнен, но важны следующие факторы:

• связаны юрские и нижнемеловые мраморы метаморфической полосы.
• гранулиты поднятия фундамента в окрестностях.
• мигматитовые кинзигиты .
• тесная пространственная связь с Северо-Пиренейским разломом немного южнее.
• Осадочные обломки лерцолитов встречаются в мраморах метаморфической полосы, поэтому лерцолиты должны быть старше метаморфизма.

В пределах зоны Северных Пиреней разбросаны также некоторые проявления вулканических пород . Они прослоены в отложениях лиаса и верхнего мела (от апта до кампана ) и встречаются в основном на западе (около Тарба , Ортеза и в Стране Басков). Они сложены недонасыщенными кремнеземом спилитов , пикритов и нефелиновых сиенитов . С ними связаны дайковые породы - лампрофиры ( камптониты и моншикиты ).

Другими интересными особенностями являются несколько различных постметаморфических образований брекчии .

Зону Северных Пиреней можно разделить на три подзоны, ограниченные крупными разломами:

• северная подзона. Его осадочный чехол отделился от поднятий фундамента южнее. Он содержит флиш из верхнего мела.
• промежуточная подзона. Здесь вырисовываются подвальные возвышения.
• южная подзона. Он подвергся метаморфизму и содержит выходы ультраосновных пород .

Зона Северных Пиреней пересекается на западе левосторонними сдвиговыми разломами северо-северо-северо-восточного простирания и затем переходит в складчатый пояс Страны Басков. На востоке он продолжается после крутого поворота Корбьера прямо в южный Прованс. В дальнем восточном конце миоценовые складчатые цепи западных Альп, простирающиеся с северо-запада на юго-восток, начинают вмешиваться и, наконец, полностью перекрывают пиренейские структуры.

Осевая зона

Осевая зона , называемая также Первичная Осевая зона , представляет собой огромный подвал купол докембрия и палеозоя ( Primary ) породы сложены и метаморфизованные во время горообразования Variscan и прорваны поздней стадии Variscan гранитоидов . Все самые высокие вершины Пиренеев находятся в Осевой зоне, отсюда и название.

Среди гранитоидов Варискана встречаются биотитовые граниты ( Канигу , массив Керигут ) , двуслюдяные граниты ( массив Кайлауас ) и гранодиориты ( Бассиес , Маладета ). Гранитоиды в основном представляют собой мелководные эпизональные интрузивы, но также представлены мезозональные и катазональные породы.

Высокие возвышенности осевой зоны (обычно более 3000 м) изостатически компенсируются увеличением мощности континентальной коры . Например, под массивом Маладета сформировалась корневая зона, так что разрыв Мохоровичич встречается там на глубине 50 км. Точно так же над большинством пиков Осевой зоны можно обнаружить отрицательную аномалию силы тяжести, которая медленно исчезает к востоку.

Фундамент пересечен крупными зонами позднего варисканского разлома, простирающимися с востока на запад, которые реактивировались во время альпийского цикла орогенеза. В восточной части осевой зоны трещины обычно вертикальные, хорошим примером является милонитовый разлом Меренса на Пик-дель-Порт-Велл возле Меренс-ле-Вальс . В западной части трещины более полого опускаются на север и ведут себя как эшелонированные надвиги, расположенные в направлении северо-запад-юго-восток; вдоль этих трещин фундамент осевой зоны надвигается на юг мезозойскими осадочными образованиями. Хорошими примерами являются эшелонированные удары в О-Шод , Гаварни и Бенаск- Лас-Ногерас (имеется в виду верховья рек Ногера-Рибагорзана и Ногера-Паллареза ). Одновременно с надвигами развилось рассланцевание , затронувшее фундамент и осадочный покров, что указывает на альпийское происхождение. Все эти трещины составляют общее сжатие осевой зоны на 20%, что соответствует примерно 10-20 км укорочения земной коры. В результате Осевая зона была сжата в антиформную стопку, направленную на юг .

Осевая зона исчезает в Верхнем Беарне в виде периклинали под осадочным чехлом верхнего мела, чтобы вновь появиться в поднятиях фундамента Альдудеса - Квинто Реаль , самого южного из массивов фундамента Басков. На востоке Осевой зона становится опущенной в неоген и четвертичные грабены из Северной Каталонии и , наконец , исчезает под Средиземноморье.

Центральная и восточная часть Осевой зоны ограничена с севера Северо-Пиренейским разломом, системой круто падающих взбросов простирания N 110. След Северо-Пиренейского разлома становится все более размытым к западу от Лурда ; вблизи массивов баскского фундамента он, кажется, смещен на юг из-за разлома гаечного ключа, а затем, возможно, продолжается в Испанию к югу от Баскского мраморного покрова и к югу от Баскского складчатого пояса . В Кантабрии он наконец достигает побережья Атлантического океана. Южная граница Осевой зоны полностью проходит по территории Испании. Он представлен альпийским взбросом, по которому отложения Южно-Пиренейской зоны надвигаются Осевой зоной. На востоке осевая зона непосредственно примыкает к покровам восточных представителей Sierras Marginales.

Южно-Пиренейская зона

Зона Южных Пиреней состоит из осадочной толщи мезозоя-эоцена, которая отделилась от осевой зоны в пределах эвапоритовых горизонтов среднего или верхнего триаса и, следовательно, была перемещена на юг. Фундамент этой толщи не обнажается. Движение на юг было "канализировано" двумя крупными сопряженными разломами: на западе складками и надвигами более или менее северно-южного простирания у реки Чинка (антиклинали Медиано и Болтанья), а на востоке - северо-востоком и юго-западом. трендовые эшелонированные разломы гаечного ключа на реке Сегре . В последнем случае система надвига образует отбойный (продвигающийся назад) черепичный выходящий веер, который развился в течение позднего эоцена и раннего олигоцена. В связи с сужением, осадочный чехол был вынужден на несколько внутренних надвиги, примеры будучи ПОКРОВНЫ в Монте - Пердида и ПОКРОВЕН в Cotiella на северо - западе. Более централизованно размещены является Упорный лист Bóixols который продолжается дальше на восток в Упорный лист Pedraforca (верхний блок). Thrust Лист Bóixols является hindward-толкая , но и перекрывает Thrust лист Montsec на юг. Его отложения достигают мощности 5000 м и имеют возраст преимущественно нижнего мела. В Montsec Упорный лист коррелирует с нижним блоком упорного листа Pedraforca. Он состоит из слоя известняков верхнего мела толщиной 2000 м, за которым следуют синтектонические конгломераты, песчаники и сланцы нижнего и среднего эоцена.

Внутренние толчки, естественно, привели к значительному увеличению толщины. Зона Южных Пиреней, наконец, заканчивается вдоль Южно-Пиренейского надвига, где Надвиговый щит Монсек перекрывает Сьерра-Марджиналес .

Надвиги, которые сформировали сложную надвиговую систему с ассоциированными бассейнами, имели место в основном в эоцене. Расстояние, проходимое надвиговыми пластинами, все еще обсуждается, оценки варьируются от относительно небольших до 30–50 км.

Sierras Marginales

В Сьеррах Marginales ( исп Пограничных полигоны) являются Сьерры Aragonesas и Serres Catalanes южных предварительных Пиренеев . Они, как и Южно-Пиренейская зона, образованы мезозойско-эоценовой осадочной последовательностью, хотя и имеют значительно уменьшенную мощность - около 900 м. Последовательность включает койперские , юрские, несогласные бокситы нижнего мела, несогласные верхний мел, палеоцен в гарумнских фациях и нижний эоцен. Единицы Sierras Marginales подрывают сукцессии бассейна Эбро. Позже эти надвиги были несогласно перекрыты толщами олигоцена и миоцена из бассейна Эбро. На западе Сьерра-Марджиналес пересекает Надвиговый щит Хака-Памплона, который состоит из более молодой осадочной последовательности эоцена-олигоцена. В этом надвиговом листе к западу от реки Галлего структуры упрощаются: в Басках и в Кантабрийских Пиренеях на осадочный чехол влияют только длинные и относительно открытые складчатые шлейфы, которые иногда пробиваются куполообразной солью Кёупера. На востоке Сьерра-Марджиналес представлены тектонически сопоставимыми надвиговыми пластами Порт-дель-Конт и надвиговыми пластами Кади , которые в основном представляют собой эоценовую последовательность.

Сьерра-Маржиналес на севере надвигается надвиговым щитом Монсек в зоне Южных Пиреней.

Конец надвигов, направленных на юг, был диахронным и смещался с востока на запад. Например, в Надвиговом листе Кади движения прекратились 34 миллиона лет назад (граница эоцена / олигоцена), тогда как в Надвиговом листе Хака-Памплона они прекратились всего 23 миллиона лет назад (граница олигоцена / миоцена).

Южный форленд

Южный выступ пиренейского орогена - это бассейн Эбро или бассейн форленд Эбро . Его можно разделить на Южный складчатый форленд в северо-восточном секторе Каталонии и практически недеформированный плоский основной участок, занимающий все остальное. Подобно Субпиренейской зоне на севере, Южный складчатый мыс также был затронут надвигающимися движениями Сьерра-Маргиналов и их восточных представителей. Интенсивность индуцированной складчатости уменьшается по мере удаления от фронтов надвигов, пока не достигнешь недеформированной впадины Эбро. Складчатые тренды следуют более или менее в пиренейском направлении или параллельно фронтам надвигов, но поворачивают с северо-востока на юго-запад около реки Сегре (например, антиклинали Олиана ).

Осадочная последовательность в бассейне Эбро показывает палеозойские породы в основании, за которыми следуют самые верхние меловые / нижние палеоценовые красные пласты и эоценовые известняки, морские мергели и эвапориты верхнего эоцена ( Cardona эвапориты ). Нижний олигоцен конгломератный и прогрессирует к югу на эвапоритовые и озерные отложения. В Южном складчатом форленде складчатая палеогеновая серия несогласно перекрыта плоскими неморскими толщами миоцена и плиоцена основной впадины Эбро.

Бассейн Эбро углубляется в сторону Южно-Пиренейского фронтального разлома, где он включает 3000 м осадочного заполнения. Это сокращается до 1500 м около фронта надвига Сьерра-Маргиналес. Самая глубокая часть бассейна с 5000 м отложений находится недалеко от Логроньо, на самом северо-западном конце.

Эволюция орогена

Благодаря своей полициклической геологической эволюции Пиренеи можно отнести к двум основным орогенным циклам:

• предальпийский цикл.
• альпийский цикл.

Преальпийский орогенный цикл

Докембрийский

Структурные и петрологические исследования в метаморфических породах Осевой зоны и Северной Пиренейской зоны позволили доказать существование включенных остатков докембрия. Например, в основании массива Канигу и в поднятии фундамента Агли были обнаружены остатки докембрийского фундамента (распознаваемые радиометрическим датированием по гранитоидам и определенными структурами тектонического происхождения), которые позже были включены в Варисканский массив. ороген тектоническими движениями и связанным с ними метаморфизмом.

Однако первоначальные радиометрические результаты не были подтверждены методом SHRIMP (были обнаружены только ордовикские возрасты от 477 до 471 миллиона лет). Таким образом, кадомское происхождение фундамента остается неясным.

Докембрийские породы представлены в основном гнейсами и метаотложениями амфиболитовой и гранулитовой фаций, прорвавшимися чарнокитами .

Неопротерозой и палеозой

В кембро-Ордовике метаморфические пород содержат мигматиты из верхнего класса амфиболитовой фации, слюды сланцев с андалузит , кордиеритом и ставролитом нижнего амфиболитовой фацией класса, и филлитами из зеленосланцевых фаций класса.

Эпиконтинентальные псаммитовые отложения неопротерозоя и нижнего палеозоя представляют собой очень мощную обломочную толщу ( аргиллиты - песчаники ), практически лишенные окаменелостей . Эти отложения в значительной степени были позже перекрыты варисканской складчатостью. У основания обломочной толщи прослоены карбонаты.

(Мета) осадочная последовательность начинается с группы Canaveilles мощностью от 2000 до 3000 м в эдиакарии около 580 миллионов лет назад. Его отложения сложены в основном сланцами и грейвакками с прослоями риолитов и карбонатов. В пределах надвигового щита Кади известняки, содержащие археоциат, развивались в нижнем кембрии . В начале среднего кембрия группа Canaveilles сменяется группой Jujols , флишоидной серией мощностью 2000 м, состоящей из сланцев , сланцев и алевролитов с прослоями карбонатов и кварцитов. Группа Жужоль менее метаморфична, чем мезозональная группа Канавей. Его осадконакопление продолжалось, вероятно, до самого нижнего ордовика .

После длительного перерыва, до 100 м карадок (Ордовик стадии 5 и 6) конгломерат последующих несогласно на Jujols Group-на конгломерате Рабасса . Он перекрывается почти 500 м толщей кавы , переслаивающимися грейвакками и глинами, содержащими вулканические горизонты. 200 м толщины Estana Формирование состоит из известняков и известковых сланцев. Его известняки конца ордовика содержат донную фауну ( брахиоподы , мшанки , цистоиды ), а также конодонты . Последовательность заканчивается плохо расслоенной формацией Ансобелл (от 20 до 300 м), темными сланцами с микроконгломератами, указывающими на среду залегания ледниково-морских отложений. Формация Ансобелл может образовывать несогласие и иногда следует непосредственно за формацией Кава.

Включенные вулканические породы и конгломераты намекают на неустойчивые тектонические условия, которые, вероятно, связаны с ранней стадией каледонского горообразования ( таконская фаза ).

Во время Rhuddanian ( силур ) первоначально 20 м кварцитовидных пород, то бар Кварцит , наносилось затем от 50 до 250 м темноты, графитного , граптолитового водоносного сланцы . Мощность сланцев может увеличиться на западе до 850 м. Они занимают почти весь силурийский период (от Аэроника до Придоли ), зафиксированный граптолитами. В их верхнем разрезе ( Ладлоу ) сланцы включают известковые горизонты и известковые конкреции (с конодонтами, наутилоидами , двустворчатыми моллюсками , криноидеями и остракодами ). Вблизи баскских массивов известковая фация сменяется детритной фацией переслаивающихся песчано-алевролитовых пород. Позднее графтолитсодержащие сланцы метаморфизованы в сланцы нижней амфиболитовой фации . Они образуют выступающие поверхности декольте .

Девонских является морским и богатыми ископаемыми ( spiriferids и трилобиты , как Phacops ). Он состоит из шести областей осадконакопления (и множества формаций), значительно различающихся по своей осадочной эволюции (особенно в Баскских Пиренеях). Обычно в западных Пиренеях преобладают мелководные морские фации, тогда как в восточных Пиренеях преобладают гемипелагические фации со случайными возвышенностями. Девонских обладает высоким переменной толщиной, ее 100-600 м-и в местах 1400 -thick Последовательность состоит из многих различных осадочных фаций как граувакк , рифовых известняки и песчаники. Совершенно отличительными являются полосчатые известняки от розового до красного, синего или зеленого цвета и узловатые известняки, так называемые гриоты нижнего фамена . Встречаются также известковые сланцы и черные сланцы.

Lochkovian состоит из черных сланцев и известняков и очень богат конодонтами. Во время пражского периода сформировался кремнисто-обломочный клин, кварцит Сан-Сильвестр из формации Базибе . Период от верхнего живета до франа характеризовался выраженными литологическими различиями и повышенной скоростью седиментации. В нижнем фране развивались рифовые комплексы, но в то же время силикокластический материал поступал в западную, центральную и баскскую области. В начале среднего фамена осадконакопление в Пиренеях снова стало более однородным, и до конца девона образовывались монотонные конденсированные известняки, содержащие головоногих моллюсков ( известняки Гриотта и серо-розоватые узловатые известняки Супрагриотт ). Ближе к концу фаменского века начали появляться первые хиати, что привело к полному выходу из западных Пиренеев в начале Миссисипского периода . Соответствующее несогласие, которое существует только в западных Пиренеях, относится к ранней фазе деформации варисканской орогении ( бретонская фаза ).

Только в западных Пиренеях нижний карбон (штат Миссисипи) отличается от девонских отложений несогласием, начиная с морского с трансгрессивного кварц- галечного пласта. В любом другое месте, известняки Supragriotte являются созвучно перекрыты предварительно орогенными осадками , которые начинаются с Нижними кремнями в турнейском . Нижние Черты представляют собой 50 м черных кремней с фосфатными конкрециями, прослоенных черными сланцами. После перерыва серых, узловой, гониатиты водоносных известняки, в Верхних кремнях были депонированы во время визейского -grey или зеленый кремней иногда чередующийся с пирокластикой и заканчивая серыми узелковые известняками.

Позднее Миссисипи сменяются обломочными синорогенными отложениями кульм-фации мощностью около 1000 м . Исключение составляют западные Пиренеи, где в серпуховский период кульму предшествуют темно-серые слоистые известняки. Дахронные отложения Кульма представляют собой флишевидную ( турбидитовую ) прослойку песчаников и темных сланцев - предвестников варисканских тектонических движений. Они также содержат слои гемипелагических известняков, конгломератов, углистых брекчий и олистолитов . Седиментация кульмской фации началась на востоке уже на границе визейского и серпуховского ярусов ( намур ), но к западу от реки Галлего она началась только в начале пенсильванского яруса (верхний вестфаль, башкирский период ). В баскском Пиренеях, седиментация Кульм perdured в Московян . Отложения Кульма откладывались в виде отложений каньонов на континентальном склоне или в виде подводных конусов в юго-западном мигрирующем прогибе Варисканского орогена.

Варисканская орогения

Варисканский орогенез выражается как важное несогласие в палеозойской осадочной последовательности, обычно расположенной выше нижнего вестфальского ( башкирского ) и ниже стефанского ( московского ) яруса , но иногда уже ниже верхнего вестфальского яруса. Следовательно, тектонические движения произошли около 310 миллионов лет назад по ископаемым растениям.

Верхний Вестфальский горизонт имеет важное несогласие в основании и состоит из конгломератов . Московский представлен сине-черные сланцы, перекрытый так называемый Gray Unit в касимовском (Степанян B) и переходных слои в Gzhelian (Степанян С и Autunian). Эти отложения не являются метаморфическими или слабо метаморфизованы, тогда как отложения ниже несогласия полностью испытали варисканский метаморфизм.

Далеко идущие эффекты орогенеза Варискана во многом повлияли на пиренейскую область. Первостепенное значение имели напряжения сжатия, складывавшие палеозойские отложения. Возникло несколько кратных поколений, иногда накладывающихся друг на друга. Со складками связаны рассланцы . Палеозойские отложения и их докембрийский фундамент также подверглись метаморфизму в условиях высоких температур и низких давлений ( HP / LT ). Местами был достигнут анатексис , примером чего может служить плавление некоторых докембрийских гнейсов преварисканского фундамента вместе с покрывающими их слюдяными сланцами . Другим важным следствием орогенеза был позднеорогенный магматизм, включающий гранитоиды ( гранодиориты и биотитовые граниты ) преимущественно кислого, но иногда и основного состава. Среди этих гранитоидов есть глубоко залегающие, довольно диффузные, интрузивные тела, связанные с мигматитами , но также типичные, четко очерченные плутоны, часто поднимающиеся в ядра антиклиналей в пределах складчатого пояса Варискан. Основной магматизм длился от 310 до 270 миллионов лет (поздний пенсильванский и ранний пермский период похолодания). Хорошим примером основного магматизма являются гранодиориты Маладеты, возраст которых составляет 280 миллионов лет .

Также большое значение имела трещина на поздних стадиях в хрупких условиях. Развивающиеся трещины, вероятно, следовали за слабыми зонами, уже возникшими в палеозое. Основное направление этих трещин - ЗСЗ-ВЮВ, так называемое Пиренейское направление , прекрасным примером которого является Северный Пиренейский разлом. Эти трещины будут играть решающую роль в дальнейшем развитии орогена.

Альпийский орогенный цикл

Также сравните с: Бассейн Аквитании - Осадочная эволюция

Пенсильванский, пермский и нижний триасовый периоды

Отложения, отложившиеся после астурийской фазы в верхнем вестфальском (московском) периоде вплоть до верхнего триаса, можно рассматривать как молассу варисканского орогена, который подвергся позднему расширению. В половине-грабены 2500 осадка , накопленном в конце карбона и на протяжении пермского периода, в основном прослоев неморских и базальтовых - андезито пород. Обломочные образования озерного сродства с угольным мерли в течение Степанян ( касимовский и Gzhelian ) , а затем красные песчаниками с остатками растений в течение перми являются типичными эрозионными продуктами цепи , не достигнув стабильность.

Серый блок из касимовскога представляет собой последовательность уменьшения размеров зерен, начиная с брекчиями и конгломератами и изменений в песчаники и угленосные сланцы ( антрацит добывается вблизи Кампо - де - ла Troya ). Также включены андезитовые слои, которые могут достигать значительной толщины местами. В переходных слоях также последовательность уменьшения размеров зерен (конгломераты, песчаников и угленосные сланцы), но, вместо того , чтобы андезиты, они включают в себя туфы и риодацитовые лавы. Они закрываются озерными известняками, содержащими строматолиты , харофиты и остракоды.

Континентальные красные пласты перми несогласно залегают на переходные слои. Они сильно различаются по толщине и достигают 800 м, иногда даже 1000 м. Они встречаются в основном в Баскских Пиренеях и в Осевой зоне. Как и стефанские отложения, они откладывались в виде аллювиальных (в виде конусов и эфемерных потоков) и озерных отложений в пределах транстенсивных бассейнов Варисканского орогена.

Вышеупомянутые трещины сыграли решающую роль в определении распределения фаций в этом интервале. Они также повлияли на распространение извержений вулканов в пермский период, таких как известково-щелочной вулканизм на Пик-дю-Миди-д'Оссау и базальты Страны Басков. Спусковым механизмом для этих вулканических извержений, вероятно, были ранние мучительные движения Иберии относительно Евразийской плиты.

В осевой зоне пермь можно разделить на три осадочные серии (сверху вниз):

• Серия " Ла Пенья де Маркантон" . Достигает мощности 500 м, преимущественно мелкозернистый.
• Пик Барале из серии. Мощность до 300 м. Он сложен полигенными конгломератами с фрагментами палеозойского известняка, внедренными в красный песчаник. Сериал частично покоится на серии Somport.
• Серия Somport . Обычно мелкозернистая толща может достигать 300 м в толщину и состоит из красных и пурпурных аргиллитов. Он несогласно покоится на переходных слоях.

Обломочный нижний триас ( Бунцандштейн ) очень похож на пермский. Он достигает мощности от 400 до 500 м и сложен крупными конгломератами, песчаниками, псаммитами с остатками растений ( Equisetites , Coniferomyelon ), а также зелеными и красными и пурпурными аргиллитами. В это время пенепленизация варисканского орогена достигла продвинутой стадии, и осадочные пространства начали расширяться.

Средний триас до верхней юры

Осадочные последовательности от среднего триаса до верхней юры очень похожи по обе стороны Пиренеев.

Во времена Muschelkalk море снова продвинулось, но достигло только зоны Северных Пиреней и Страны Басков. Образовавшиеся отложения представляют собой доломитовые ячеистые известняки от 20 до 100 м, серые ископаемые известняки и волнистые известняки. В верхнем триасе ( Keuper ) осадконакопление распространилось по всей пиренейской области. Около 220 м миллионов лет назад (во время карнего ) эвапоритов решены в лагунах и грабенах-пестрый, гипс водоносный, богатое железо глины, гипс, ангидрит , доломитовые мергели, доломиты, каменная соль , а также соли калия и магний происходит. Позднее эвапориты служили основными горизонтами деколлементации. В пределе, верхний триас / геттанг doleritic толеиты ( офиты ) , образованный в Пиренеях и в южной части бассейна Aquitaine, что указует на дальнейшие движения вдоль зон разломов (подводные извержения трещинных и подоконники в неотвердевших отложениях кейпера ).

Отложения в юрском периоде характеризуются ростом карбонатной платформы. Осадки представлены в основном эпиконтинентальными отложениями озерного характера, а также известняками, мергелями и доломитами с морской или литоральной фауной. В течение этого периода бассейн находился под напряжением, и в результате были созданы длинные горсты и грабеновые структуры с разной скоростью погружения, более или менее следуя тренду трещин Варискана. Его северная сторона окаймлена относительно стабильным аквитанским шельфом. Бассейн, вероятно, вызван истончением земной коры, проникающим из атлантической области.

В Lias начался с трансгрессией , что является более важным , чем достижения морей раковинных и кейпера. Его общая мощность колеблется от 150 до 400 м. На уровне моря продолжали расти в течение геттанг и остатки ископаемых известняков наносились; позже эта тенденция сменилась регрессией с образованием эвапоритов (каменная соль и ангидрит с известковыми прослоями). На краю впадины и в восточных Пиренеях располагались глинистые известняки и полосчатые доломиты со слоями ангидрита; доломиты трансформировались при растворении ангидрита в моногенные брекчии. Регрессия продолжилась в нижнем синемурии , образовывая внутри- и надливные полосчатые известняки и доломиты. В Верхнем Синемурии (Лотарингии) установились более открытые морские условия из-за нового повышения уровня моря; в более глубоких частях бассейна развивались ископаемые известняки, тогда как на возвышенностях накапливались оолитовые известняки. Средний лиас ( плинсбах ) также начался трансгрессивным с мелкозернистыми обломками, известково-мергелистыми отложениями (железистые оолиты, ископаемые известняки и мергели), которые переходят в мергели. В восточных Пиренеях, пирит водоносного аргиллиты , образованный из - за плохо кислород окружающей среды; они содержат очень разнообразную фауну аммонитов, относящихся к юго-восточной области Франции, тогда как популяция аммонитов на атлантической стороне довольно однообразна. Во время верхнего лиаса ( тоар ) море достигло высокого уровня, продолжаясь мелкозернистыми обломочными отложениями и отложениями черных пелагических мергелей ( marnes noires и schistes esquilleux ). К концу Лиаса снова стали заметны регрессивные тенденции.

Падение уровня моря продолжалось вплоть до средней юры . Около По начал расти оолитовый барьер, который простирается на север до Пуатье . В настоящее время он разделил осадочный бассейн на две основные фациальные области: более глубокую западную область, открытую в Атлантику и подвергающуюся приливному осаждению (от черных до голубоватых глинистых известняков, богатых бентосными организмами, микрофиламентами и аммонитами), и неглубокую замкнутую восточную область с приливной частью седиментация (различные карбонатные фации, такие как псевдооолиты и полосчатые доломиты, а также эвапориты, содержащие ангидрит). Эти приливные отложения испытали сильную одновременную доломитизацию . К концу средней юры уровень моря упал еще больше.

Верхняя юра и нижний мел

В течение верхней юры ( титона ) и особенно в течение нижнего мела произошли резкие изменения. Иберия начала отрываться от Армориканского массива в южном направлении, и вслед за этим Бискайский залив начал медленно расширяться (с образованием океанической коры от среднего альба до конца коньякского периода ).

Отложения в Мальме (общая мощность от 600 до 750 м) не увеличивались вплоть до верхнего оксфорда , нижний оксфорд присутствовал редко. Верхний оксфорд мощностью 100–150 м представлен к западу от оолитового барьера внутриприливными отложениями платформы (от глинистых до песчанистых, содержащих пирит известняков), тогда как на востоке доломитизация продолжается. К кимериджскому периоду фациальные различия ослабли из-за обмеления западной области, в результате чего образовались массивные, мелкозернистые, черные литографические известняки и мелкозернистые пластинчатые известняки. Во время титона установились сильные регрессивные тенденции, которые привели к полному отступлению от моря. В Стране Басков море отступило уже в конце кимериджа. Во время падения уровня моря эвапоритовые, доломитовые, лагунные и озерные фации остались позади.

После повторного продвижения моря на юго-восток в берриасе через небольшой пролив к востоку от По, который отложил 100 м между-суб-приливных известняков и песчано-глинистые граничные фации обломков, в неокоме началось всплытие. В период валанжина и готерива глинистые мергели на поверхности возникших горстов в ферралитных климатических условиях превратились в бокситы , которые окаменели в результате более поздних трансгрессий. После того, как другая морской трансгрессия с востока во время баррема , удлиненный грабен области в домене пиренейского получила от 200 до 300 м морских шельфовых отложений Urgonian фации , таких как доломиты, водорослевые известняки, foraminiferous известняков и rudist известняков. Ургонские фации могут распространяться в Корбьере и в зоне Южных Пиреней в альб. С падением уровня моря в верхнем барреме образовались отложения черных, содержащих пирит аргиллитов и лагунных известняков, богатых остракодами и харацианами.

После границы баррем / апт , отмеченной еще одним высоким уровнем моря, в апте и альбе произошло еще четыре колебания уровня моря, что привело к очень значительному накоплению наносов (в некоторых местах до 3000 м). Из-за опускания грабенов в зоне Атлантики водные массы Атлантики и Тетиса впервые смешались. Отложения апта / альба характеризуются конкурентным взаимодействием мелкозернистого терригенного и органического материала. Органический материал отвечает за формирование мелких платформ , построенных рудистами , hexacorals и водорослями. В верхнем альбе преобладал терригенный материал, и образовалось несколько мелководных, частично известковых песчаниковых образований. Источником обломочного материала была область Арагон / Пиренеи, которая претерпевала первое эпирогенетическое поднятие . В том же контексте, отложения речной дельты формации де Микс были перенесены с юга, а очень неоднородные конгломераты мощностью до 1000 м в Poudingues de Mendibelza интерпретировались как вершина фронта дельты.

Верхний мел

Незадолго до начала верхнего мела область пиреней в альбе разделилась на две очень разные области осадочных фаций. На северной окраине Иберии (в зоне Южных Пиреней и в Осевой зоне) шельфовые карбонаты откладывались. Из-за нескольких всплываний они имеют очень маленькую толщину. Из-за растяжения в зоне Северных Пиреней, образовался очень сильно опускающийся флишевой бассейн (бассейн Северных Пиреней), который по существу следует за зонами разломов Варискана, простирающимися с востока на запад. Бассейн углублялся к Атлантическому океану и обмелевал к востоку, где он заканчивается перед рекой Од. Он разделен массивами фундамента Зоны Северных Пиреней на две ветви - южную полосу , называемую sillon aturien , на которую попало до 2500 м флиша ардуазье, и северную полосу, содержащую флиш-нуар . Флишевый бассейн с севера окаймлен относительно устойчивым Аквитанским шельфом. Вероятно, он образовался в результате обширного истончения коры, проникшего со стороны Атлантического океана.

Одновременно с транстензией происходил пиренейский метаморфизм, характеризующийся высоким тепловым потоком (пиковые температуры составляли 500–600 ° C), но относительно низкими давлениями ( HT / LP-метаморфизм ). В этих условиях выросли новые минералы, такие как биотит , диопсид и скаполит . Метаморфизм диахронный и был датирован радиометрически в восточной части зоны Северных Пиреней как альбский, тогда как в Стране Басков на западе (например, в Баскском мраморном покрытии) он был датирован только как кампанский . Возможно, метаморфизм в более мягкой форме продолжался до конца мела или даже начала эоцена.

Две основные деформационные фазы с развитием рассланцевания (от верхнего альба до нижнего сеномана и сантона до маастрихта ) затронули пиренейскую область в верхнем меловом периоде, что выразилось в несогласиях в осадочной записи. Бассейн флиша был укорочен, и на северной окраине Иберии образовался орогенный клин, который медленно продвигался к северному выступу. Как следствие, флишевый бассейн, получивший продукты эрозии от клина, также был вынужден мигрировать на север (смена во время сантона центра проседания из Северного Пиренейского бассейна в Субпиренейский бассейн). В результате субпиренейская впадина была заполнена флиша- фукоидами от 1000 до 4000 м .

Зоны разломов Варискана были активны в течение всего верхнего мела и оказали решающее влияние на распределение осадочных фаций. Эта активность была дополнительно подчеркнута щелочным магматизмом, продолжавшимся от среднего альба до конца коньяка; таким образом, на западе зоны Северных Пиреней произошла экструзия подводных базальтовых лав, а дальше на восток, в Беарне и Бигорре, различные типы магматических пород вторглись в толщу верхнего мела.

Кайнозойский

Осадочные толщи палеоцена подчеркивают различия между восточными и западными Пиренеями. На западе фация морского шельфа продолжалась, а флишевый бассейн продолжал опускаться. На востоке залегали континентальные красные пласты гарумнских фаций (отложение которых началось уже в конце мелового периода), преимущественно аллювиальных и болотных фаций. В то же время первые тектонические сокращения и поднятия затронули восточные Пиренеи.

В западных Пиренеях морская седиментация также продолжалась в течение эоцена . В двух погружающихся бассейнах по обе стороны от сегодняшней цепи образовались известняки, мергели, фораминсодержащие песчаники и песчаники с донной фауной. Эоценовые осадочные толщи вдоль французской северной окраины Пиренеев (в зоне Северных Пиреней) довольно маломощны и полны фаций. Там кратковременные проступки и регрессы можно проследить в Лангедоке . Во время Ипрея начинают поставляться первые конгломераты.

Это очень мощное конгломератическое образование, названное Poudingues de Palassou, является индикатором наиболее важной орогенной фазы в пиренейской области, основной пиренейской фазы , которая сопровождалась очень сильными деформациями и поднятием. Позднее конгломераты несогласно перекрыты слоями конца эоцена, поэтому орогенная фаза может быть отнесена к интервалу ипр / лютет , то есть примерно 50-40 миллионов лет назад.

На южной стороне Пиренеев в Каталонии складчатые конгломератические образования датируются от верхнего лютета до бартона , что соответствует интервалу от 44 до 37 миллионов лет назад. Они также несогласно перекрыты отложениями конца эоцена с континентальной фауной.

Пиренейская главная фаза проявилась по обе стороны осевой зоны в виде взбросов и надвигов с довольно большими смещениями. Движения были направлены с французской стороны на север, а с испанской на юг. Но их пространственное расположение не было симметричным; на испанской стороне, например, структура падения намного ниже. В результате разломов и надвигов был нарушен не только осадочный чехол мезозоя и палеогена, но и значительная часть варисканского фундамента. Фундамент не только жестко разрушился в системах палеозойских трещин, но и претерпел интенсивные альпийские деформации вокруг неоднородностей и анизотропий в своей структурной ткани.

За основной фазой пиреней последовали менее важные фазы деформации, которые внесли свой вклад в окончательный вид орогена. Например, на северной окраине бассейна Эбро, недалеко от Сьеррас-Маргиналес, складчатый олигоцен несогласно перекрыт плоско залегающим обломочным миоценом континентального происхождения. Это указывает на еще одну фазу деформации в конце олигоцена около 25 миллионов лет назад.

После начала миоцена поднявшийся ороген подвергся серьезной эрозии, выраженной в огромных количествах патоки, проливаемых в прибрежные бассейны, такие как, например, бассейн Аквитании. В плиоцене началось новое поднятие, которое привело к образованию огромных конусов выноса на склоне горы, ярким примером которых является конус выноса Ланнемезана . Еще одно важное последствие возвышения - пенепланация . Несколько уровней выравнивания были обнаружены на очень разных высотах (от 3000 до 2000 м в Осевой зоне, около 1000 м в Пэи-де-Со, около 400 м в массиве Агли и 100 м в Корбьер). Обычно они становятся ниже на востоке, с несколькими поднятиями к концу олигоцена, к концу миоцена ( понтийское пенепланация ) и к концу плиоцена ( виллафранкское пенепленирование ).

Неогеновые отложения сохранились в Пиренеях в основном в небольших грабенах недалеко от Средиземного моря (около Сердань ). Грабены также неоднократно затоплялись Средиземным морем, примерами являются грабены около Ампурдана и грабены в Руссильоне, содержащие фауну плиоцена. Эти структуры растяжения, скорее всего, обязаны своим существованием возобновленным движениям на переломах Варискана. Похожая причина, вероятно, связана с очень молодой вулканической зоной около Олота .

В четвертичный период Пиренеи испытали несколько оледенений , но гораздо меньшей интенсивности, чем, например, в Альпах. Большие ледники продвигались по долинам Гав д'Оссау , Гав де По , Гаронна и Арьеж на северной стороне Франции. Сегодня существует около 20 меньших настоящих ледников, а также цирков и остатков ледников (например, ледник Ането, ледник Оссуэ в массиве Виньемале и ледники на Маладете и Монте-Пердидо). Все эти ледники с 1850 года сильно отступили из-за глобального потепления . Общая площадь ледниковой поверхности в 1870 г. составляла 45 км ² , тогда как в 2005 г. осталось всего 5 км ² .

Геодинамическая эволюция

Пиренеи пережили очень долгую геологическую эволюцию с множеством орогений . Неопротерозойские остатки земной коры (Канигу, Агли) намекают на возможные кадомские домены. Признаки каледонских движений несколько яснее (конгломераты и вулканические породы в ордовике). Во время варисканского горообразования в Пенсильвании Осевая зона и Южно-Пиренейская зона стали неотъемлемой частью того, что должно было стать микроконтинентом Иберия. Сьерра-Маргиналы были частью блока Эбро , северо-восточной части Иберии. Внешний вид зоны Северных Пиренеев все еще не ясен, но зона Субпиреней определенно входила в состав микроконтинента Аквитания . Иберия и Аквитания находились на южной стороне Южного Варисканского надвига и, следовательно, составляли переднюю часть Варисканского орогена. Оба микроконтинента произошли от северной окраины Гондваны .

В конце варисканского горообразования Иберия все еще была связана с северо-западной Францией ( Армориканский массив ) и, скорее всего, была северо-западным продолжением Аквитании. Его более поздние движения были жизненно важны для альпийского цикла пиренейского горообразования. Это принимается большинством геологов, но подробности перемещений Иберии все еще остаются неопределенными.

В верхней юры , разлом распространялся от распространения Центральной Атлантики вдоль континентальной окраины северо - западной Франции к Аквитании . Вероятно, это произошло еще в Титонии . Как следствие, трещина расклинивала Иберию на юге и отделяла ее от Армориканского массива. В результате континентальная кора истончилась, и в конечном итоге в среднем апте начала формироваться океаническая кора - продолжалось открытие Бискайского залива . Окончательная океанизация Бискайского залива была достигнута во времена Сантона / Кампании (около 84 миллионов лет назад, о чем свидетельствует хрон магнитной полярности C 34). Палеомагнитные исследования дополнительно показывают вращение Иберии на 35 ° против часовой стрелки. Дрейфующее движение Иберии охватило весь нижний мел. Из-за вращательного движения северо-восточная окраина Иберии начала пересекаться с Аквитанией, сначала создавая транстенсионные отталкивающие части вдоль зоны Северных Пиреней в Среднем Альбе . Истончение земной коры, связанное с процессом транстенсионного рифтогенеза, привело к метаморфизму HT / LP в зоне Северных Пиреней, начало которого датируется примерно 108 миллионами лет назад. Тогда же были окончательно заложены лерцолиты. Поперечное движение вдоль зоны пулл-апарт Северных Пиреней сопровождалось также щелочным магматизмом, продолжавшимся от среднего альба до конца коньяка . Медленное продвижение метаморфизма на запад, по-видимому, подразумевает большой левосторонний сдвиг между Иберией и Аквитанией, оцениваемый как смещение примерно в 200 км (метаморфизм достиг Страны Басков только около 80 миллионов лет назад в кампане ).

К началу турона около 90 миллионов лет назад транстенсионный режим закончился и сменился сжатием . Рифт в Баско-Кантабрийском, Северном Пиренейском и Субпиренейском бассейнах остановился и началась инверсия бассейна; разломы растяжения затем использовались как надвиги. Эта первая довольно слабая фаза сжатия с очень низкими скоростями сокращения (менее 0,5 мм / год) продолжалась до конца танета . На испанской стороне орогена были размещены первые опорные пластины (упорные пластины Верхняя Педрафорка, Бойшольс и Турбон).

В Ilerdian и Cuisian раза ( палеоцен / эоцен границы, танета / ипр , около 55 миллионов лет назад), Пиренеи претерпели очень сильное сжатие в верхней части земной коры, в результате чего о фактической зональности орогена и структурной организации. Ороген был сжат в асимметричную веерообразную структуру из-за прерванной субдукции Иберии под Аквитанию. Об этом свидетельствует поведение разрыва Мохоровичич, который в районе Северо-Пиренейского разлома резко перескакивает с глубины 30 до 50 км. Эта главная фаза Пиренеев длилась около 47 миллионов лет назад (начало лютетиана ), показывая высокие темпы сокращения от 4,0 до 4,4 мм / год и включая, например, нижнюю Педрафорку и надвиги Монсек.

После основной фазы пиреней в течение олигоцена и плиоцена следовали другие фазы деформации сжатия . Начиная с неогена , ороген демонстрирует посткинематический коллапс (структуры грабенов на его восточном конце, вулканизм около Олота), связанный с расширением Гольф-де-Лион и открытием желоба Валенсии . Ороген по-прежнему подвергается сильной эрозии (начиная с эоцена), изостатическим движениям, посткинематическому растяжению и даже новому сжатию (в западных Пиренеях), что может вызвать землетрясения средней силы ( землетрясение магнитудой 5,1 возле Аруди в 1980 г. магнитудой 5,1, предварительная сводка]) </ref> и землетрясение магнитудой 5,0 в 2006 году возле Лурда и другие исторические землетрясения, которые даже разрушили части деревень, например, землетрясение магнитудой ≥ 6,0 возле Аретте в 1967 году, когда Пострадало 40% зданий, обрушился шпиль церкви).

Структурные интерпретации

Вышеупомянутая асимметричная веерообразная, цветочная структурная организация пиренейского орогена до сих пор интерпретировалась следующим образом:

• как почти вертикальная коллизионная структура с надвигами, коренящимися в вертикальных разломах.
• как аллохтонный ороген с Иберией, надвинутой на Евразийскую плиту, то есть Аквитанию .
• как аллохтонный ороген, причем Аквитания превзошла Иберию. Предполагается, что вертикальные разломы сглаживаются на глубине.

Текущие мнения поддерживают подчинение Иберии Аквитании; эта интерпретация, по-видимому, подтверждается результатами глубинной сейсмики (ECORS) и магнитотеллурического профилирования орогена.

Оценки общего сокращения по Пиренейскому орогену составляют в основном от 100 до 150 км. Используя данные ECORS, Муньос (1992) достигает 147 км сокращения, при этом субдукция средней и нижней коры Иберии занимает около 110 км. Дальнейшая интерпретация данных ECORS привела к обнаружению иберийской коры мощностью 50 км, которая погружалась под 30 км аквитанской коры. Как следствие, на глубине 15 км, выше субдуцирующей средней и нижней иберийской коры, образовался малоугловой уровень внутрикорового отрыва . Вдоль этого отряда скалы, составляющие теперь Осевую зону, Южную Пиренейскую зону и Сьерра-Маргиналы, скользили на юг и постепенно поднимались на поверхность. При продолжающемся сужении Осевая зона превратилась в антиформную стопку, направленную на юг . Ближе к концу субдукции начался обратный надвиг вблизи фактического следа Северного Пиренейского разлома, который врезался вверх в аквитанскую кору, используя ее ранее истонченную, нарушенную природу. Когда процесс субдукции был окончательно заблокирован, части северной осевой зоны и северной пиренейской зоны с фрагментами нижней коры и зажатыми между ними лерцолитами были оттеснены назад на север через субпиренейскую зону.

Смотрите также

• Пре-Пиренеи
• Субпиренеи
• Геология Пиренейского полуострова

Рекомендации

Источники

• Альварадо М (1980): Введение в геологию генерала Испании. Boletin Geológico y Minero . Т (XCI-I): 1–65. (на испанском)
• Auboin J, Debelmas J, & Latreille M (1980): Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys. Mémoire de BRGM . № 115. ISBN   2-7159-5019-5 . (На французском)
• Шантрейн Дж., Отран А., Кавелье С. и др. (1996): Геологическая карта Франции по миллионам . Издания BRGM. Национальная геологическая служба. ISBN   2-7159-2128-4 . (На французском)
• Choukroune P, Mattauer M, & Rios M (1980): Estructura de los Pirineos. Boletin Geológico y Minero . Т (XCI-I): 213–248. (на испанском)
• Debourle A и Deloffre R (1976): Pyrénées Occidentales - Béarn, Pays Basque . Guides géologiques régionaux. Массон. ISBN   2-225-44132-4 . (На французском)
• Зал CA (): Франция: Испания: Пиренеи. В: Энциклопедия европейской и азиатской геологии , составленные Э. М. Мурсом и Р. У. Фэйрбриджем.
• Jaffrezo M (1997): Pyrénées Orientales - Корбьер . Guides géologiques régionaux. Массон. ISBN   2-225-47290-4 . (На французском)
• Mirouse R (1980): Введение в геологию дель пиринео. Boletin Geológico y Minero . Т. XCI-I: 91–106. (на испанском)
• Mirouse R (1995): Pyrénées - Géologie . Вклад в Encyclopædia Universalis . ISBN   2-85229-290-4 . (На французском)
• Vergés J (1999): Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica в 3D . Servei Geològic, Monografia Tècnica , no. 7, 192 с. (на каталанском языке с резюме на английском): https://www.dropbox.com/s/8blotx2at0qwaxr/Verges_1993.pdf