Pyrenéernas geologi

Geologiskt tvärsnitt av Pyrenéerna

Pyrenéerna är en 430 kilometer lång, ungefär öst–väst slående , intrakontinental bergskedja som delar Frankrike, Spanien och Andorra . Bältet har en utsträckt, polycyklisk geologisk utveckling som går tillbaka till prekambrium . Kedjans nuvarande konfiguration beror på kollisionen mellan mikrokontinenten Iberia och den europeiska plattans sydvästra udde (dvs. södra Frankrike). De två kontinenterna närmade sig varandra sedan början av övre krita ( Albian / Cenomanian ) för cirka 100 miljoner år sedan och kolliderade följaktligen under paleogenen ( Eocen / Oligocen ) för 55 till 25 miljoner år sedan. Efter upplyftningen upplevde kedjan intensiv erosion och isostatiska justeringar . Ett tvärsnitt genom kedjan visar en asymmetrisk blomliknande struktur med brantare fall på den franska sidan. Pyrenéerna är inte enbart resultatet av kompressionskrafter , utan uppvisar också en viktig sinistral skjuvning .

Geografiskt arrangemang

Pyrenéerna sträcker sig sensu stricto i väst-nordväst-öst-sydostlig riktning (N 110) över 430 km från Biscayabukten i väster till Golfe du Lion och Golf de Roses i öster, deras bredd varierar över strejken. mellan 65 och 150 km. De avgränsas i norr av North Pyrenean Front ( franska : Front nord-pyrénéen , även North Pyrenean frontal fault eller NPFF ), en större dragkraftsförkastning längs vilken enheter från North Pyrenean Zone har transporterats över Subpyrenean Zone, sydligaste delen av Aquitaine Basin , deras norra förland . Deras södra gräns är Sydpyrenéernas frontalförkastning. Här förskjuts dragskivor från Sierras Marginales och deras laterala motsvarigheter söderut över Ebrobassängen .

Men i en större, geologiskt mer meningsfull mening fortsätter Pyrenéerna längre västerut in i de baskiska och kantabriska bergen (den baskisk-kantabriska kedjan) . De försvinner slutligen längs Asturiens kontinentala marginal . Likaså i öster försvinner de inte bara i Medelhavet utan fortsätter sin kurs via nappeenheterna i Corbières-massivet in i Bas Languedoc och till och med in i södra Provence . Längst i öster i Provence överlagras typiska pyrenéiska vecktrender av alpina strukturer för att slutligen skäras av av de västra alpernas båge . Pyrenékedjan i större mening är nästan 1000 km lång.

Orogenens strukturella organisation

En profil genom Pyrenéerna sensu stricto visar ett solfjäderliknande, blomliknande arrangemang. Strukturen är starkt asymmetrisk med en brantare och smalare fransk nordsida och en mycket bredare och mer svagt lutande spansk sydsida.

Den dubbelsidiga orogenen kan delas in i flera tektoniska zoner, från norr till söder, som är avgränsade av öst–väst-trendande stora förkastningar:

  • Norra förlandet — Aquitaine Basin
  • Subpyrenean Zon eller Subpyrenean Basin
  • Norra Pyreneiska zonen
  • Axial zon
  • Södra Pyreneiska zonen
  • Sierras Marginaler
  • Södra förlandet — Ebro Basin

Längs strejken kan den pyreneiska orogenen delas upp i tre distinkta domäner: en östlig domän som sträcker sig från Medelhavet till Segrefloden, en central domän som sträcker sig från Segrefloden till Pamplonaförkastningen och en västlig domän bortom Pamplonaförkastningen.

Norra förlandet

Huvudartikel: Aquitaine Basin

Subpyreneiska zonen

Den subpyreniska zonen är geologiskt en del av Aquitaine Basin, Pyrenéernas norra förland, och fångades upp i Pyrenéernas orogeni. Zonen veks under eocen och överstöts en echelon av den nordpyreniska zonen längs den nordpyreniska fronten. Dessa uppstötningar ändrar karaktär i väster och öster om orogen, där de blir nappeliknande , exempel är Bas Adour Nappe i väster och Corbières Nappe i öster. Den senare fortsätter längre österut via veck och tektoniska skivor nära Saint-Chinian , via vecket nära Montpellier för att ansluta sig till South Provence Thrust nära Sainte-Baume , som gradvis försvinner söder om Brignoles .

Inom Pyrenéerna sensu stricto , består den subpyreniska zonen av övre krita och mycket tjocka paleogena sediment i ythällar. Sedimenten visar enkla veck efter en WNW-ESE-trend.

Underytan har dock en mycket mer komplicerad struktur på grund av trias saltdiapirer och nord -vergenta framstötar. Gömda under ett mer än 6000 meter tjockt mesozoiskt täcke finns förmodligen mer än 6000 m paleozoiska källarstenar. Det mesozoiska täcket består av upp till 1500 m trias, långt över 500 m jura och mer än 3000 m kritasediment.

Det upp till 500 m tjocka lagret av nedre trias ( Buntsandstein ) omfattar konglomerat , breccia , bruna sandstenar , argilliter , skiffer och siltstenar . Mellantrias ( Muschelkalk ) kan nå en tjocklek av 400 m och uppvisar siltig skiffer, evaporitavlagringar och dolomitiska mikriter . De upp till 500 m tjocka Keuperavlagringarna från övre trias består av karbonatrika sediment, salt , siltstenar och interkalerade ofitiska diabaser / olivindoleriter . Den nedre Lias är en transgressiv sekvens med upp till 200 m icke-marin sandsten, kustnära marin kalksten och evaporiter. En pelagisk fauna på toppen tyder på öppna marina förhållanden. De mellersta och övre Lias består av 230 m av grunda marina plattformssediment (bioklastisk kalksten, lerkalksten och mikritisk kalksten). Under den mellersta jura , en oolitic barriär , som består mestadels av argillaceous micrites, separerar en yttre hylla från en inre hylla. Upper Jurassic ( Malm ) avlagringarna är huvudsakligen skiffer och karbonater. Nära slutet av jura, etablerades begränsade miljöer med dolomikriter, bandade kalkstenar och evaporiter. Det nedre kritaskiktet börjar med sandstenar, skiffer, kalkstenar och kalkhaltiga breccia i Neocomian, följt av barremiska märgel och kalkstenar. Under den nedre Aptian lades sandstenar, skiffer, sandiga märgel och kalkstenar ner. Den övre Aptian och Albian är huvudsakligen märgel och kalkstenar. Den övre krita inkluderar en turonian kust med sandstenar och sandiga kalkstenar. I början av Senonian ( Campanian ) hade ett djupt tråg bildats (det subpyreniska bassängen) som fick en mycket tjock flyschsekvens . De kampanska och Maastrichtian flyschesna omfattar 2000 till 3000 m av periodiskt interlayered fina partiklar (märgel, kalkhaltiga skiffer och mudstones ) och grövre sediment (konglomerat, sandstenar och gråvackar ). Nära K/T-gränsen fylldes Subpyrenean Basin med kontinentala röda avlagringar i Garumnian facies inklusive dinosaurieägg på några få ställen. Vid denna tidpunkt genomgick Subpyrenean Basin vikning åtföljd av en svag metamorfism .

Ovanför Albianen och före starten av Campanian uppstår vulkaniska stenar inklusive basaltiska lavas , spilite och diabas, men också pyroklastiska stenar som tuff , lapilli-tuff, vulkanisk breccia och agglomerat . De vulkaniska klipporna kan genomskäras av lamprofyrvallar .

Under paleocen / eocen tid gick havet över från Atlanten till den subpyreniska bassängen som uppförde sig som en nedvarv till de långsamt stigande Pyrenéerna omedelbart söderut. En mycket tjock (2000 till 3000 m) följd av finkorniga detritala eller kalkhaltiga sediment avsattes. Sedimentationen upphörde i slutet av eocen på grund av stor kompression (Pyrenean Main Phase).

I närheten av Muret-förkastningen, en vänsterlateral strejk-slipförkastning och en förlängning av Toulouseförkastningen söderut, kan den subpyreniska zonen delas upp i två ojämna halvor. Den östra halvan mellan floderna Garonne och Aude kan delas upp i tre olika zoner (från norr till söder):

  • ett nordligt förland.
  • en 10 km bred hopfälld zon. Dess norra gräns är Petits Pyrénées, som ligger ovanför en blind dragkraft. Denna zon smalnar av österut och försvinner innan den når Aude. Sedimenten består av en gipsbärande trias i botten följt av en internt framdriven jura och en mycket tjock täcksekvens av övre krita flyschsediment .
  • ett smalt band av flysch i söder. Denna ganska tjocka flyschsekvens avsattes också i övre krita. Den vändes upp till ett nästan upprätt läge genom framstötande rörelser på den nordpyreniska fronten och bildar nu den välta södra flanken av en asymmetrisk syncline .

I den västra halvan finns endast det norra förlandet; den består av försiktigt vikta, men starkt sammanfogade , epikontinentala mesozoiska sediment täckta och gömda av miocen melasssediment . De öst–västliga och nordväst–sydostslagande veckuppsättningarna stör och skärs av nordosttrendande förkastningar. I underytan finns även trias-saltdiapirer.

Inom det norra förlandet öster om floden Aude framträder den paleozoiska källarhöjningen av Mouthoumet , en horst som lutar åt söder och täcks av kontinentala eocena skikt.

Vikningstågen i den subpyreniska zonen störs i Bas Languedoc av Cevennes-förkastningen, ett stort vänster-lateralt slag- slip-förkastning .

Norra Pyreneiska zonen

Den norra Pyreneiska zonen är ganska smal, vanligtvis bara cirka 10 km bred, men kan vidgas till 40 km. Den kännetecknas av mycket stark vikning. Zonen skjuts mot norr längs den norra pyrenéiska fronten - dess norra gräns - över den subpyreniska zonen. Denna framstötande rörelse komprimerade överstötens förland och som ett resultat inducerade den veckning i den subpyreniska zonen. Den norra pyrenéiska zonen överstöts i sig av den axiella zonen längs den nordpyreniska förkastningen ( NPF ), en högvinklad omvänd förkastning som bildar dess södra gräns. Den nordpyreniska förkastningen är markerad av mycket ansträngda myloniter . Stenarna i närheten har horisontella linjer som understryker vikten av förkastningen som en stor skjuvzon. På andra håll i den norra Pyrenéiska zonen töjningsgradienten också hög men sträckningsriktningen är generellt vertikal.

Det mer än 6000 m tjocka sedimentära paketet i den norra Pyrenéiska zonen bildas av mesozoiska (jura och krita) bergarter som har lossnat ovanför evaporiter från övre trias och sedan glidit mot norr. I motsats till den subpyreniska zonen innehåller den norra Pyreneiska zonen knappast någon paleogen. Skiffer- och evaporitavlagringar från övre trias (Keuper) innehåller lokalt inbäddade dolomiter , tuffar och diabas (ofiter); dessa avlagringar beter sig plastiskt och bildar vanligen en tektonisk melange med kontakter som uttrycks som dekollementytor . Från början av jura till slutet av nedre krita utvecklades en karbonatplattform för grunt vatten under tektonisk vila med huvudsakligen kalkstenar som sedimenterades. Middle Albian bevittnade en stor ansiktsförändring till djupa marina förhållanden. Denna övergång markerar början av den norra Pyrenéiska bassängen, ett 400 km långt tråg av särskiljande ursprung fyllt med oformbara, grumliga flysch-sediment under övre krita. Vid Upper Albian tider hade denna avskiljande bassäng delat upp sig i ett inre tråg bredvid den norra Pyreneiska förkastningen som hyste Flysch ardoisier och en extern tråg längre norrut fylld av Flysch noir . Senare, under Turonian och Coniacian, fick det externa flyschtråget det så kallade Flysch à fucoides , en mycket tjock följd av inbäddade kalkhaltiga lerstenar/märgelstenar och sandiga kalkstenar. Denna flysch följs av en regressiv serie i Maastrichtian — tjocka märgel ( Marnes de Plagne ) — plattformskalkstenar ( Calcaires nankins ), såväl som lagunala och lakustrina avlagringar. Sammantaget når Coniacian-Maastrichtian-serien en tjocklek på 3000 m.

Den paleozoiska källaren genomborrar det sedimentära täcket i flera mandelformade, horstliknande upphöjningar, deras storlek sträcker sig från 1 till 300 km 2 . Exempel är de så kallade massifsatelliterna nord-pyrénéens (nordpyrenéiska källarhöjningar) mellan Lourdes och Perpignan , bland dem följande höjningar: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach, Saint-Barthélémy , Salvezines och Rabat-les-Trois-Seigneurs , plus flera höjningar i norra Baskien . Dessa upphöjningar har ett vänsterlateralt skjuvningsursprung och lutar åt norr; samtidigt uppvisar de också en vertikal skjuvningskomponent. De bildades troligen i den variska orogenin . I källarhöjningarna finns främst prekambriska gnejser och granulitiska gnejser (i Agly-massivet), samt paleozoiska magmatiska och metamorfa bergarter.

En liten, maximalt 5 km bred remsa strax norr om North Pyrenean Fault upplevde dynamisk och termisk metamorfos under Albian / Cenomanian för cirka 110 miljoner år sedan (hög temperatur/lågtryck, "HT/LP"-typ). Vissa domäner norr om källarhöjningarna omvandlades också (t.ex. i Bigorre och i södra Corbières). Metamorfismen var isokemisk utan införande av främmande element och påverkade endast de sedimentära täckstenarna som omvandlades till marmor och hornfels . Den paleozoiska källaren påverkades inte, troligen på grund av dess redan uttorkade tillstånd.

Lherzolit från norra Pyrenéiska zonen, L'Étang de Lers, Ariège

Utspridda inom den metamorfa remsan finns flera förekomster av lherzoliter (inklusive deras typlokalitet vid Lers). De pressades ut från den övre manteln längs djupgående förkastningar. Lherzoliterna är associerade med amfiboliter , pyroxeniter och amfibolbärande peridotiter . Alla dessa mantelklippor är ordnade i svärmar, den största hällen vid Moncaup når bara 3 km 2 . De är brett spridda och hittas från Béarn hela vägen till Aude . Deras placeringsläge har inte klargjorts ännu, men följande faktorer är relevanta:

  • tillhörande jura och lägre krita kulor av det metamorfa bandet.
  • granuliter av källaren höjer sig i närheten.
  • migmatitiska kinzigiter.
  • den nära rumsliga kopplingen till Nordpyrenéiska förkastningen lite längre söderut.
  • Sedimentära grupper av lherzoliter förekommer i kulor i den metamorfa remsan, så lherzoliterna måste vara äldre än metamorfosen.

Utspridda inom den norra Pyreneiska zonen finns också några förekomster av vulkaniska stenar . De är interkalerade i sediment av Lias och övre krita ( Aptian till Campanian ) och finns främst i väster (nära Tarbes , Orthez och i Baskien). De består av kiseldioxidundermättade spiliter , picriter och nefelinsyeniter . Tillhörande vallstenar är lamprofyrar ( camptonites och monchiquites ).

Andra egenskaper av intresse är flera olika post-metamorfa brecciaformationer .

Den norra Pyreneiska zonen kan delas in i tre subzoner som begränsas av stora förkastningar:

  • en nordlig delzon. Dess sedimentära täckning har lossnat från källarhöjningarna längre söderut. Den innehåller flugsch från övre krita.
  • en mellanliggande delzon. Här växer källarlyftarna ut.
  • en sydlig delzon. Den påverkades av metamorfism och innehåller hällar av ultramafiska stenar .

Den norra Pyrenéiska zonen genomkorsas i väster av NNE-SSW-trendande, vänsterlaterala förkastningar och övergår sedan till Baskiens vikbälte. I öster fortsätter den efter en skarp krök i Corbières rakt in i södra Provence. I den bortre östliga änden börjar nordväst-sydost-slående miocenviktåg i västra Alperna störa och slutligen överväldiga de pyreneiska strukturerna.

Axial zon

Maladeta , ett granodioritmassiv i den axiella zonen, med glaciär och paleozoiska täcksediment (fram till höger)

Den axiella zonen , även kallad Primary Axial Zone , är en enorm källarkupol av prekambriska och paleozoiska ( primära ) stenar som viks och omvandlas under den variska orogenen och inträngd av variska granitoider i sent skede . Alla Pyrenéernas högsta toppar ligger i den axiella zonen, därav namnet.

Bland de variska granitoider finns biotitgraniter ( Canigou , Quérigut Massif), tvåglimmergraniter (Caillaouas Massif) och granodioriter (Bassiès, Maladeta ). Granitoiderna är huvudsakligen grunda epizonala intrusiver, men mesozonala och katazonala bergarter är också representerade.

De höga höjderna av den axiella zonen (vanligen över 3000 m) kompenseras isostatiskt av en ökad tjocklek av den kontinentala skorpan . Till exempel nedanför Maladeta-massivet bildades en rotzon så att den mohoroviciska diskontinuiteten påträffas där på ett djup av 50 km. Likaså över de flesta toppar i den axiella zonen kan en negativ gravitationsanomali upptäckas som långsamt försvinner österut.

Källaren genomkorsas av stora öst–västslagande, sena variska sprickzoner som återaktiverades under den alpina orogenicykeln. I den östra delen av den axiella zonen är sprickorna i allmänhet upprättstående, ett bra exempel är den mylonitiska Merens förkastningen vid Pic del Port Vell nära Mérens-les-Vals . I den västra delen faller sprickorna mer försiktigt mot norr och uppträder som en echelon- framstötar ordnade på ett nordväst-sydostligt sätt; längs dessa sprickor överstöter källaren i den axiella zonen mesozoiska sedimentära enheter i söder. Bra exempel är en echelon- stöten vid Eaux Chaudes , Gavarnie och Bénasque—Las Nogueras (som hänvisar till de övre delarna av floderna Noguera Ribagorzana och Noguera Pallaresa ). Samtidigt med framstötarna utvecklades en skistositet som påverkade såväl källaren som det sedimentära täcket vilket antydde ett alpint ursprung. Alla dessa sprickor står för en total kompression av den axiella zonen med 20 %, vilket översätts som ungefär 10 till 20 km av jordskorpans förkortning. Som ett resultat klämdes den axiella zonen in i en söderriktad antiformell stapel.

Den axiella zonen försvinner i Haut Béarn som en periklin under övre kritas sedimentära täckning bara för att återuppstå i källarhöjningarna av Aldudés-Quinto Réal, den sydligaste av de baskiska källarmassiven. I öster försvinner den axiella zonen till neogena och kvartära graben i norra Katalonien och försvinner slutligen under Medelhavet.

Den centrala och östra delen av den axiella zonen avgränsas i norr av North Pyrenean Fault, ett system av N 110-slagande, brant nedsänkta omvända förkastningar. Spåret efter den nordpyreniska förkastningen blir mer och mer diffus väster om Lourdes ; nära de baskiska källarmassiven tycks den förskjutas söderut av ett skiftnyckelförkastning och fortsätter sedan eventuellt in i Spanien söder om den baskiska Marble Nappe och söder om det baskiska vikbältet . I Kantabrien når den äntligen Atlantkusten. Den södra gränsen för den axiella zonen löper helt på spanskt territorium. Det representeras av en alpin omvänd förkastning längs vilken sedimenten i den sydpyreniska zonen överstöts av den axiella zonen. I öster gränsar den axiella zonen direkt mot tupplurar av östliga representanter för Sierras Marginales.

Södra Pyreneiska zonen

Monte Perdido , en intern sedimentär dragkraftsenhet i den nordvästra sydpyrenéiska zonen .

Den södra Pyreneiska zonen består av en mesozoisk-eocen sedimentär sekvens som har lossnat från den axiella zonen inom förångningshorisonter av mellersta eller övre trias och följaktligen transporterats söderut. Källaren i denna sekvens klipper inte ut. Rörelsen söderut "kanaliserades" av två stora konjugerade förkastningar, i väster av de mer eller mindre nord-syd-trendande vecken och framstötarna nära Cinca-floden ( Mediano och Boltañas anticlines), och i öster av nordost-sydväst- trendiga en echelon skiftnyckelfel vid floden Segre. Vid den senare bildar dragkraftssystemet en bakåtsträvande fläkt som utvecklades under den senaste eocenen och tidig oligocen. På grund av förträngning tvingades det sedimentära täcket in i flera inre överstötningar, som exempel är Monte Perdidos nappe och Cotiella i nordväst. Mer centralt placerad är Bóixols Thrust Sheet som fortsätter längre österut i Pedraforca Thrust Sheet ( övre enheten). Bóixols Thrust Sheet är bakåtsträvande men åsidosätter också Montsec Thrust Sheet i söder. Dess sediment når 5000 m tjocka och är mestadels lägre krita i ålder. Montsec Thrust Sheet korrelerar med den nedre enheten av Pedraforca Thrust Sheet. Den består av ett 2000 m tjockt lager av övre krita kalksten följt av nedre och mellaneocen syntektoniska konglomerat, sandsten och skiffer.

De invändiga trycken ledde naturligtvis till en avsevärd ökning av tjockleken. Den södra pyrenéiska zonen slutar slutligen längs den södra pyrenéiska dragkraften där Montsec Thrust Sheet åsidosätter Sierras Marginales.

De framstötande rörelserna som bildade ett överflödigt trycksystem med tillhörande piggyback-bassänger skedde huvudsakligen under eocen. Avstånden som dragskivorna tillryggalägger är fortfarande omdiskuterade, uppskattningar varierar från relativt små till så mycket som 30 till 50 km.

Sierras Marginaler

Geomorfologisk karta över Katalonien:

Sierras Marginales ( spanska: Border Ranges), eller "Serralades marginals" på katalanska , är Sierras Aragonesas och Serralades Catalanes som ligger söder om södra Pre-Pyrénées . De är, ungefär som den sydpyreniska zonen, bildade av en mesozoisk-eocen sedimentär följd, om än med en mycket reducerad tjocklek på cirka 900 m. Succén omfattar Keuper , Jurassic, unconformable lägre krita bauxiter, unconformable övre krita, paleocen i Garumnian facies, och nedre eocene. Enheter av Sierras Marginales understryker successioner av Ebro Basin. Senare täcktes dessa underdrag på ett oformligt sätt av oligocen- och miocensekvenser från Ebrobassängen. I väster vidarebefordras Sierras Marginales av Jaca-Pamplona Thrust Sheet som består av en yngre eocen–oligocen sedimentär följd. I detta dragplåt väster om Gállegofloden förenklas strukturerna: i Baskien och i Kantabriska bergen påverkas det sedimentära täcket endast av långa och relativt öppna viktåg, som ibland genomborras av välvt Keupersalt. I öster representeras Sierras Marginales av den tektoniskt jämförbara Port del Comte Thrust Sheet och av Cadí Thrust Sheet , som i huvudsak består av en eocen följd.

Sierras Marginales överstöts i norr av Montsec Range Thrust Sheet i South Pyrenean Zone.

Änden av de söderriktade framstötningsrörelserna var diakrona och migrerade från öst till väst. Till exempel i Cadí Thrust Sheet, upphörde rörelser för 34 miljoner år sedan (eocen/oligocen gränsen), medan de i Jaca-Pamplona Thrust Sheet slutade så sent som för 23 miljoner år sedan (Oligocen/miocen gräns).

Södra förlandet

Det södra förlandet av den pyreneiska orogenen är Ebro Basin eller Ebro Foreland Basin . Den kan delas upp i en sydlig vikt förlandssektion i den nordöstra katalanska sektorn och en i princip odeformerad platt liggande huvudsektion som tar upp resten. Liksom den subpyreneiska zonen i norr, påverkades också det södra vikta förlandet av framstötningsrörelserna från Sierras Marginales och deras östliga representanter. Den inducerade vikningsintensiteten minskar ju längre man rör sig bort från tryckfronterna tills man når den odeformerade Ebro-bassängen. Vikningstrenderna följer mer eller mindre den pyreneiska riktningen eller parallellt med dragfronterna, men svänger NE-SW nära Segrefloden (t.ex. Oliana Anticline ).

Den sedimentära följden i Ebro-bassängen visar paleozoiska bergarter vid basen följt av översta krita/nedre paleocena röda bäddar och eocena kalkstenar, marina märgel och övre eocena evaporiter ( Cardona evaporites ). Den nedre oligocenen är konglomerat och pro-grades söderut till evaporit- och lakustrinavlagringar. I Southern Folded Foreland är de vikta Paleogene-serien oformligt överlagrade av platt liggande icke-marina miocen- och pliocenskikt i Ebro-bassängen.

Ebrobassängen fördjupas mot sydpyrenéernas frontalförkastning där den omfattar 3000 m sedimentär utfyllnad. Detta minskar till 1500 m nära dragkraftsfronten av Sierra Marginales. Den djupaste delen av bassängen med 5000 m sediment ligger nära Logroño i dess nordvästraste ände.

Orogenens utveckling

På grund av sin polycykliska geologiska utveckling kan Pyrenéerna tillskrivas två stora orogena cykler:

  • en prealpin cykel.
  • en alpin cykel.

Prealpin orogen cykel

Prekambrium

Strukturella och petrologiska studier i metamorfa bergarter i den axiella zonen och i den nordpyreniska zonen kunde bevisa förekomsten av inkorporerade prekambriska rester. Till exempel, i källaren av Canigou -massivet och i källarhöjningen av Agly, upptäcktes resterna av en prekambrisk källare (igenkänd genom radiometrisk datering på granitoider och av vissa strukturer av tektoniskt ursprung), som senare inkorporerades i Variscan orogen genom tektoniska rörelser och tillhörande metamorfism.

De ursprungliga radiometriska resultaten bekräftades dock inte av SHRIMP-metoden (endast ordoviciska åldrar mellan 477 och 471 miljoner år hittades). Källarens kadomiska ursprung är därför osäkert.

De prekambriska bergarterna är huvudsakligen gnejser och meta-sediment av amfibolit- och granulitfacies inträngda av charnockiter .

Neoproterozoikum och paleozoikum

De kambro-ordoviciska metamorfa bergarterna omfattar migmatiter av övre amfibolitfacies-graden, glimmerskivor med andalusit , cordierit och staurolit av lägre amfibolitfacies-grad och fylliter av grönschistfacies- klass.

De epikontinentala, psammitiska sedimenten från Neoproterozoic och Lower Paleozoic är en mycket tjock detrital ( lersten - sandsten ) följd som i huvudsak saknar fossiler . Dessa sediment övertrycktes till stor del senare av den variska orogenin. Inlagda nära basen av den detritala följden är karbonater.

Den (meta)sedimentära successionen börjar med den 2000 till 3000 m tjocka Canaveilles-gruppen i Ediacarian för cirka 580 miljoner år sedan. Dess sediment består huvudsakligen av skiffer och gråväckar med interkalerade rhyoliter och karbonater. Inom Cadí Thrust Sheet utvecklades arkeocyatid -bärande kalkstenar under Nedre Kambrium . I början av Mellankambrium ersätts Canaveilles-gruppen av Jujols-gruppen, en 2000 m tjock flyschoidserie som består av skiffrar , skiffer och siltstenar mellanlagrade med karbonater och kvartsiter. Jujols-gruppen är mindre metamorf än den mesozonala Canaveilles-gruppen. Dess sedimentering varade troligen in i den nedersta Ordovicium .

Efter ett längre uppehåll följer upp till 100 m av Caradocian (Ordovician etapp 5 och 6) konglomerat oöverensstämmande med Jujols Group – Rabassa Conglomerat. Detta är överlagrat av nästan 500 m av Cava-formationen, mellanskiktade gråvacker och skiffer som innehåller vulkaniska horisonter. Den 200 m tjocka Estana-formationen består av kalkstenar och kalkskiffer. Dess änd-ordoviciska kalkstenar innehåller en bentisk fauna ( brachiopoder , bryozoaner , cystoider ) såväl som konodonter . Succén slutar med den dåligt skiktade Ansobell-formationen (20 till 300 m), mörka skiffer som bär mikrokonglomerat som indikerar en glaciomarin avsättningsmiljö. Ansobell-formationen kan utveckla en inkonformitet och följer ibland direkt på Cava-formationen.

De ingående vulkaniska bergarterna och konglomeraten antyder ostadiga tektoniska förhållanden, som troligen är kopplade till ett tidigt stadium av den kaledoniska orogenin (Taconian Phase).

Under Rhuddanian ( Silurian ) avsattes initialt 20 m kvartsitstenar, Bar Quartzite, följt av 50 till 250 m mörka, grafitiska , graptolit - bärande skiffer . Skifferns tjocklek kan öka i väst till 850 m. De tar upp nästan hela Silur ( Aeronian till Pridoli ), dokumenterat av graptoliterna. I sin övre sektion ( Ludlow ) innehåller skiffrarna kalkrika horisonter och kalkknölar (med konodonter, nautiloider , musslor , crinoider och ostracods ). Nära de baskiska massiven förvandlas de kalkhaltiga faserna till en skadlig facies av mellanskiktade sand- och siltstenar. De graptolitbärande skiffrarna omvandlades senare till skiffer av lägre amfibolitfacies . De bildar framträdande dekollementsytor .

Devon är marin och rik på fossiler ( spiriferider och trilobiter som phacops ) . Den består av sex avsättningsområden (och en mängd formationer) som skiljer sig avsevärt i sin sedimentära utveckling (särskilt i de baskiska Pyrenéerna). Generellt i västra Pyrenéerna råder grunda marina facies, medan i östra Pyrenéerna dominerar hemipelagiska facies med enstaka höga grunder. Devon har mycket varierande tjocklekar, dess 100–600 m – och på sina ställen 1400 – tjocka följd består av många olika sedimentära facies som gråvackar , revkalkstenar och sandstenar. Ganska utmärkande är bandade rosa till röda, blå eller gröna kalkstenar och nodulära kalkstenar, de så kallade griottena från den nedre Famennian . Kalkskiffer och svartskiffer förekommer också.

Lochkovian består av svarta skiffer och kalkstenar och är mycket rik på konodonter . Under Pragian bildades en kiselplastisk kil, San Silvestre-kvartsit från Basibé-formationen. Perioden Upper Givetian till Frasnian bevittnade uttalade litologiska skillnader och ökade sedimentationshastigheter. I Nedre Frasnian utvecklades revkomplex, men samtidigt levererades kiselplastiskt material till den västra, centrala och baskiska domänen. I början av Mellan-Famennian blev sedimentationen i Pyrenéerna mer enhetlig igen och fram till slutet av Devon lades monotona, kondenserade bläckfiskbärande kalkstenar ( Griottekalkstenar och grå till rosaaktiga, nodulära Supragriottekalkstenar ). Mot slutet av Famennian började första hiati dyka upp vilket ledde till fullständig uppslukning av de västra Pyrenéerna i början av Mississippian . Motsvarande oöverensstämmelse, som endast existerar i de västra Pyrenéerna, tillhör en tidig deformationsfas av den variska orogenin (Bretonfasen).

Endast i västra Pyrenéerna särskiljs det nedre karbon (Missisippian) från devoniska sedimenten genom en inkonformitet, som börjar marina med en transgressiv kvarts -stensbädd. Någon annanstans överlagras Supragriotte-kalkstenarna på ett lämpligt sätt av pre-orogena sediment som börjar med Tournaisians nedre cherts . The Lower Cherts består av 50 m svarta, fosfatknölbärande cherts med mellanskikt av svarta skiffer. Efter ett mellanspel av grå, nodulära, goniatitbärande kalkstenar, avsattes övre Cherts under Viséan — grå eller gröna cherts ibland mellanlagrade med pyroklastik och slutade med grå nodulära kalkstenar.

Mississippian förändras senare till de nästan 1000 m tjocka detritala, synorogena sedimenten i Kulm-facies. Ett undantag är de västra Pyrenéerna, där, under Serpukhovian , mörkgrå, laminerad kalksten föregår Kulm. De diakrona Kulm-sedimenten är ett flysch-liknande ( turbiditer ) mellanskikt av sandstenar och mörka skiffer – föregångare till de variska tektoniska rörelserna. De innehåller också lager av hemipelagiska kalkstenar, konglomerat, kolhaltiga breccier samt olistoliter . Sedimentering av Kulm-facies började i öst redan vid gränsen mellan Viséan och Serpukhov ( Namurian ), men väster om Gallégo-floden började den först i början av Pennsylvanian ( Övre Westfalen, Bashkirian ). I de baskiska Pyrenéerna rann Kulm-sedimentationen ut i Moskovian. Kulm-sedimenten deponerades som kanjonavlagringar på kontinentalsluttningen eller som ubåtsfläktar i en sydvästlig migrerande fördjupning av Variscan-orogenen.

Variscan orogeni

Den variska orogenin uttrycks som en viktig oöverensstämmelse inom den paleozoiska sedimentära följden, vanligtvis placerad ovanför Nedre Westfalen ( Bashkirian ) och under Stephanian ( Moscovian ), men ibland redan under den övre Westfalen. De tektoniska rörelserna skedde därför för cirka 310 miljoner år sedan, daterade av fossila växter.

Upper Westphalian visar en viktig inkonformitet vid sin bas och består av konglomerat . Moscovian representeras av blåsvarta skiffer, överlagrade av den så kallade grå enheten av Kasimovian (Stefanian B) och övergångsskikten av Gzhelianen ( Stephanian C och Autunian). Dessa sediment är icke-metamorfa eller endast svagt metamorfoserade, medan sedimenten under inkonformiteten fullt ut upplevde den variska metamorfosen.

De långtgående effekterna av den variska orogenin påverkade den pyreneiska domänen på många sätt. Av största vikt var de tryckspänningar som vek de paleozoiska sedimenten. Flera veckgenerationer utvecklades, ibland överlagrade varandra. Förknippade med vecken är schistositeter . De paleozoiska sedimenten och dess prekambriska källare metamorfoserades också under högtemperatur- och lågtrycksförhållanden ( HP/LT) . På ställen anatexis , ett exempel var smältningen av några prekambriska gnejser i den prevariska källaren tillsammans med deras omslutande glimmerskivor . En annan viktig konsekvens av orogenin var sen-orogen magmatism som omsatte granitoider ( granodioriter och biotitgraniter ) av huvudsakligen sura men ibland också av basisk sammansättning. Bland dessa granitoider finns djupt sittande, ganska diffusa, påträngande kroppar associerade med migmatiter , men också typiska, väldefinierade plutoner som ofta stiger in i kärnorna av antikliner inom Variscan-vikbältet. Den huvudsakliga magmatismen pågick från 310 till 270 miljoner år (sena Pennsylvanian och tidig perm avkylning). Ett bra exempel på huvudmagmatismen är den 280 miljoner år gamla Maladeta granodioriten.

sprickbildning i sent skede under sköra förhållanden. De utvecklande sprickorna följde troligen svaga zoner som redan initierades under paleozoikum. Huvudriktningen för dessa sprickor är WNW-ESE, den så kallade pyrenéiska riktningen , ett utmärkt exempel är den nordpyreniska förkastningen. Dessa sprickor kommer att spela en avgörande roll under den fortsatta utvecklingen av orogenen.

Alpin orogen cykel

Jämför även med: Aquitaine Basin — Sedimentary evolution

Pennsylvanian, Perm och Nedre Trias

Pic du Midi d'Ossau , rest av en permisk vulkanisk byggnad

De sediment som deponerats efter den asturiska fasen i övre Westfalen (Moskovien) ända fram till övre trias kan betraktas som melass av den variska orogenen som genomgick en förlängning i sent skede. I halvgraben ackumulerades 2500 sediment vid slutet av karbon och i hela Perm, huvudsakligen inbäddade icke-marina och basalt - andesitiska bergarter. Detritala formationer av lakustrin affinitet med kolåtgärder under Stephanian ( Kasimovian och Gzhelian ) följt av röda sandstenar med växtrester under Permian är typiska erosionsprodukter av en kedja som inte har nått stabilitet.

Kasimovians grå enhet är en sekvens av minskande kornstorlek, som börjar med breccia och konglomerat och förvandlas till sandstenar och kolhaltiga skiffer ( antracit bryts nära Campo de la Troya). Dessutom ingår andesitiska skikt som kan uppnå betydande tjocklekar på sina ställen. Övergångsskikten är också en sekvens av minskande kornstorlek (konglomerat, sandstenar och kolhaltiga skiffer), men istället för andesiter inkluderar de tuffar och rhyodacitiska lavor . De stängs med lakustrina kalkstenar som innehåller stromatoliter , karofyter och ostracods.

De kontinentala röda bäddarna av Perm vilar oformligt på övergångsskikten. De uppvisar stora variationer i sina tjocklekar och når 800 m, ibland till och med 1000 m. De förekommer främst i de baskiska Pyrenéerna och i den axiella zonen. Liksom Stephanian sediment, deponerades de som alluvial (som fläktar och i efemära strömmar) och lakustrina sediment i transtensiva bassänger av Variscan orogen.

De tidigare nämnda frakturerna var avgörande för att bestämma faciesfördelningar under detta intervall. De påverkade också fördelningen av vulkanutbrott under Perm som den kalkkaliska vulkanismen vid Pic du Midi d'Ossau och basalterna i Baskien. Utlösaren för dessa vulkanutbrott var troligen tidiga brytande rörelser av Iberia i förhållande till den eurasiska plattan.

I den axiella zonen kan permen delas in i tre sedimentära serier (från topp till botten):

  • La Peña de Marcanton -serien. Den når en tjocklek på 500 m och är huvudsakligen finkornig.
  • Bild Baralet- serien. Upp till 300 m tjock. Den är sammansatt av polygena konglomerat med paleozoiska kalkstensfragment inbäddade i röd sandsten. Serien vilar delvis unconformable på Somport-serien.
  • Somport -serien. En allmänt finkornig serie som kan bli 300 m tjock och består av röda till lila lerstenar. Det vilar oöverensstämmande på övergångsskikten.

Den detritala nedre trias ( Buntsandstein ) är mycket lik perm. Den når 400 till 500 m tjock och består av grova konglomerat, sandstenar, psammiter med växtrester ( Equisetites , Coniferomyelon) samt gröna och röda till lila lerstenar. Vid denna tidpunkt hade peneplaneringen av Variscan orogen nått ett framskridet stadium och de sedimentära boendeutrymmena började vidgas.

Mellantrias till övre jura

De sedimentära följderna från mellantrias till övre jura är mycket lika på båda sidor om Pyrenéerna.

Under mellantriasen avancerade havet igen, men nådde bara den norra Pyrenéiska zonen och Baskien. De resulterande sedimenten som lämnas efter är 20 till 100 m av dolomitiska cellulära kalkstenar, grå fossila kalkstenar och vågiga kalkstenar. I övre trias ( Keuper ) spred sig sedimentationen över hela Pyreneiska domänen. För cirka 220 miljoner miljoner år sedan (under Carnian ) lade sig evaporiter ut i laguner och grabener – brokiga, gipshaltiga , järnrika leror, gips, anhydrit , dolomiter, dolomiter, stensalt samt kalium- och magnesiumsalter förekommer. Evaporiterna fungerade senare som stora dekollementshorisonter. Vid gränsen bildades övre trias/ hettangiska doleritiska tholeiiter ( ophiter ) i Pyrenéerna och i södra Aquitaine-bassängen, vilket indikerar ytterligare rörelser längs sprickzonerna (utbrott av undervattenssprickor och trösklar i ostelnade Keuper-sediment ).

Sedimentationen under jura kännetecknas av tillväxten av en karbonatplattform. Sedimenten är huvudsakligen epikontinentala avlagringar av lakustrin karaktär, samt kalkstenar, märgel och dolomiter med marin eller kustfauna. Bassängen var under spänning under denna period och som ett resultat skapades långa horst- och grabenstrukturer med olika sättningshastigheter som mer eller mindre följde trenden med Variscan-frakturer. Dess norra sida kantas av den relativt stabila akvitanska hyllan. Bassängen orsakas troligen av att jordskorpan förtunnas som infiltrerar från Atlantdomänen.

Lias började med en överträdelse som är viktigare än framstegen från Muschelkalk- och Keuperhavet . Dess totala tjocklek varierar mellan 150 och 400 m. Havsnivån fortsatte att stiga under Hettangian och fossila kalkstenar avsattes; denna trend vände senare till en regression som lämnade evaporiter (stensalt och anhydrit med några kalkhaltiga mellanskikt). Vid kanten av bassängen och i östra Pyrenéerna satte sig klätterkalkstenar och bandade dolomiter med lager av anhydrit ut; dolomiterna omvandlas vid upplösning av anhydriten till monogena breccia. Regressionen fortsatte under Nedre Sinemurian och sedimenterade intra– och supra–tidal bandade kalkstenar och dolomiter. I övre Sinemurian (Lotharingian) etablerade sig mer öppna havsförhållanden på grund av en förnyad havsnivåhöjning; i djupare delar av bassängen utvecklades fossila kalkstenar, medan olitiska kalkstenar ansamlades på hög mark. Mellersta Lias ( Pliensbachian ) började också transgressivt med finkornigt detrital, kalkaktiga till märgelsediment (järnhaltiga ooliter, fossila kalkstenar och märgel) som övergår till märgel. I östra Pyrenéerna pyrithaltiga lerstenar på grund av en dåligt syresatt miljö; de innehåller en mycket mångfaldig fauna av ammoniter som tillhör den franska sydöstra domänen, medan ammonitpopulationen på Atlantsidan är ganska monoton. Under Upper Lias ( Toarcian ) nådde havet ett högt bestånd, fortsatte med den finkorniga detritala sedimenteringen och avsatte svarta pelagiska märgel ( marnes noires och schistes esquilleux ). Mot slutet av Lias blev regressiva tendenser återigen märkbara.

Fallande havsnivåer fortsatte ända in i mellersta jura . Nära Pau började en oolitbarriär växa fram som sträcker sig hela vägen norrut till Poitiers . Den delade nu sedimentbassängen i två stora faciesdomäner: en djupare västlig domän som är öppen mot Atlanten och som genomgår infratidal sedimentation (svarta till blåaktiga klätterkalkstenar rika på bentiska organismer, mikrofilament och ammoniter) och en grund, sluten, östlig domän sedimentation (variabel karbonatfacies som pseudoooliter och bandade dolomiter, men även anhydritbärande evaporiter). Dessa tidvattensediment upplevde en kraftig samtidig dolomitisering . Mot slutet av mellersta jura föll havsnivån ytterligare.

Övre Jura och Nedre Krita

Under övre jura ( Titonian ) och särskilt under nedre krita inträffade drastiska förändringar. Iberia började slita av Armorikanska massivet i sydlig riktning och i dess kölvatten började Biscayabukten långsamt spridas (med bildning av oceanisk skorpa från Mellan Albian till slutet av Coniacian ) .

Sedimentationen i Malm (total tjocklek 600 till 750 m) ökade inte förrän i Upper Oxfordian , Lower Oxfordian var sällan närvarande. Den 100 till 150 m tjocka övre Oxfordian representeras väster om oolitbarriären av intratidala plattformssediment (argilaceous till sandiga, pyrit-bärande kalkstenar), medan dolomitiseringen fortsätter i öster. Vid Kimmeridgian -tiden försvagades faciesskillnaderna på grund av grundning av den västra domänen, vilket resulterade i massiva, finkorniga, svarta, litografiska kalkstenar och finkorniga platta kalkstenar. Under den titoniska tiden inträdde starka regressiva tendenser som ledde till ett fullständigt tillbakadragande av havet. I Baskien hade havet dragit sig tillbaka redan i slutet av Kimmeridgian. Under tider av fallande havsnivåer lämnades evaporitiska, dolomitiska, lagunala och lakustrina ansikten kvar.

Efter en sydostlig framryckning av havet i Berriasian via ett litet sund öster om Pau, som avsatte 100 m av kalkstenar mellan tidvatten och sub-tidvatten och en sandig till lerig detrital gränsfacies, satte emersion in under Neocomian. Under Valanginian och Hauterivian tider omvandlades leriga märgel ovanpå de framkomna horstarna under ferralitiska klimatförhållanden till bauxiter , som fossiliserades av senare överträdelser. Efter ytterligare en marin överträdelse från öster under Barremian , mottog de långsträckta grabenregionerna i Pyrenéerna 200 till 300 m marina hylla sediment av Urgonian facies, såsom dolomiter, algkalkstenar , perforerade kalkstenar och rudistiska kalkstenar. De urgoniska facies kan bestå i Corbières och i den södra Pyrenéiska zonen till Albian. Med sjunkande havsnivåer i övre Barremian sedimenterades svarta, kisbärande lerstenar och lagunkalkstenar rika på ostracods och characeans.

Efter gränsen mellan Barremian och Aptian , markerad av ett annat högt bestånd av havet, inträffade ytterligare fyra havsnivåsvängningar under Aptian och Albian, vilket ledde till en mycket betydande sedimentansamling (på vissa ställen upp till 3000 m). På grund av sjunkande graben i Atlantdomänen blandades vattenmassorna i Atlanten och Tethys för första gången. Aptian/Albian sedimenten kännetecknas av det konkurrenskraftiga samspelet mellan finkornigt terrigent och organiskt material. Det organiska materialet är ansvarigt för bildandet av grunda plattformar byggda av rudister , hexakoraller och alger. I övre Albian dominerade det terrigena materialet, och flera grunda marina, delvis kalkhaltiga sandstensformationer avsattes. Källregionen för det detritala materialet var Aragon /Pyrenees-domänen som genomgick en första epirogenetisk höjning . I samma sammanhang transporterades de fluviala deltasedimenten från Formation de Mixe från söder, och de mycket heterogena, upp till 1000 m tjocka konglomeraten av Poudingues de Mendibelza tolkades som toppen av en deltafront.

Övre krita

Strax före början av den övre krita, hade pyreneiska domänen separerats i Albian i två mycket olika sedimentära facies riken. På den norra kanten av Iberia (i den södra Pyreneiska zonen och i den axiella zonen) avsattes sedan hyllakarbonater. På grund av flera emersioner uppvisar de endast mycket reducerade tjocklekar. På grund av transtension i den norra Pyreneiska zonen utvecklades en mycket kraftigt avtagande flyschbassäng (North Pyrenean Basin), som i huvudsak följer de öst–väst-trendande variska sprickzonerna. Bassängen fördjupades mot Atlanten och grundades österut, där den slutar före Aude-floden. Den delas av källarmassiven i den norra Pyreneiska zonen i två delar - en sydlig strand som kallas sillon aturien , som tog emot upp till 2500 m flysch ardoisier och en nordlig strand med flysch noir . Flyschbassängen kantas i norr av den relativt stabila akvitanska hyllan. Den bildades troligen av omfattande jordskorpförtunning som trängde in från den atlantiska sidan.

Parallellt med transtensionen skedde den pyreniska metamorfosmen kännetecknad av högt värmeflöde (topptemperaturer var 500–600 °C) men relativt låga tryck ( HT/LP-metamorfism ). Under dessa förhållanden växte nya mineraler som biotit , diopsid och skapolit . Metamorfismen är diakron och har daterats radiometriskt i den östra norra Pyreneiska zonen som Albian, medan den i Baskien i väster (till exempel i den baskiska Marble Nappe) endast har daterats som Campanian . Det är möjligt att metamorfosen varade i en mildare form fram till slutet av krita eller till och med början av eocen.

Två stora deformationsfaser med utvecklingen av schistositeter (Upper Albian till Lower Cenomanian och Santonian till Maastrichtian ) påverkade den pyreneiska domänen under den övre krita som uttryckte sig som inkonformiteter i sedimentregistret. Flyschbassängen förkortades och vid den norra kanten av Iberia bildades en orogen kil som långsamt rörde sig in i det norra förlandet. Som en följd av detta tvingades flyschbassängen som tog emot erosionsprodukterna från kilen att migrera norrut också (övergång under Santonian av sättningscentrum från norra Pyreneiska bassängen till subpyrenéiska bassängen). Subpyreneiska bassängen fylldes följaktligen i av 1000 till 4000 m flysch à fucoides .

Variscan sprickzonerna var aktiva under hela övre krita och påverkade på avgörande sätt de sedimentära faciesfördelningarna. Denna aktivitet underströks ytterligare av alkalisk magmatism som varade från Mellanalbian till slutet av Coniacian; sålunda i den västra delen av den norra Pyrenéiska zonen, extruderade undervattensbasaltiska lavor, medan längre österut i Béarn och i Bigorre inträngde olika magmatiska bergarter i övre kritaskikten.

Kenozoikum

Paleocenens sedimentära sekvenser framhäver skillnaderna mellan östra och västra Pyrenéerna. I väster fortsatte de marina hyllorna och flyschbassängen fortsatte att avta. I öster lades de kontinentala röda bäddarna av garumniska facies (vars avsättning började redan vid slutet av krita), huvudsakligen alluviala och paludiala facies. Samtidigt påverkade de första tektoniska förkortningarna och höjningarna de östra Pyrenéerna.

I västra Pyrenéerna pågick den marina sedimentationen också under eocenen . I två sjunkande bassänger på båda sidor av dagens kedja sedimenterades kalksten, märgel, hålformade sandstenar och sandstenar med bottenfauna . De eocena sedimentära följderna längs den franska norra kanten av Pyrenéerna (i den norra Pyrenéiska zonen) är ganska tunna och fulla av ansiktsförändringar. Där kan kortlivade överträdelser och regressioner följas in i Languedoc . Under Ypresian börjar de första konglomeraten levereras.

Denna mycket tjocka konglomeratformation, kallad Poudingues de Palassou, är indikatorn för den viktigaste orogena fasen i den pyreniska domänen, den pyreniska huvudfasen , som åtföljdes av mycket kraftiga deformationer och höjningar. Konglomeraten överlagras senare okonformt av änd-eocena skikt, därför kan den orogena fasen tilldelas intervallet Ypresian/ Lutetian , dvs för ungefär 50 till 40 miljoner år sedan.

På den södra sidan av Pyrenéerna i Katalonien har vikta konglomeratformationer daterats som övre lutetiska till bartonska , vilket representerar intervallet för 44 till 37 miljoner år sedan. De är också inkonforma överlagrade av sediment från slutet av eocena som bär en kontinental fauna.

Den pyreniska huvudfasen manifesterade sig på båda sidor av den axiella zonen som omvända förkastningar och stötar med ganska stora förskjutningar. Rörelserna var riktade mot den franska sidan i norr och på den spanska sidan i söder. Men deras rumsliga arrangemang var inte symmetriskt; den spanska sidan har till exempel mycket lägre doppningsstrukturer. Förkastningen och framstötningen störde inte bara det mesozoiska och paleogena sedimentära täcket, utan också stora delar av den variska källaren. Källaren hade misslyckats inte bara i de paleozoiska spricksystemen, utan också genomgått intensiva alpina deformationer kring heterogeniteter och anisotropier i dess strukturella väv.

Deformationsfaser av mindre betydelse följde den pyreniska huvudfasen, som alla bidrog till orogenens slutliga utseende. I den norra marginalen av Ebro-bassängen nära Sierras Marginales, till exempel, är hopvikt oligocen täckt av platt liggande, detrital miocen av kontinentalt ursprung. Detta pekar på en annan deformationsfas i slutet av oligocenen för cirka 25 miljoner år sedan.

Efter början av miocen genomgick den upplyfta orogenen en kraftig erosion, uttryckt genom att enorma melass hälldes ut i förlandsbassängerna som till exempel Aquitaine Basin. Under Pliocen började en förnyad höjning, vilket ledde till bildandet av enorma alluvialfläktar vid bergsfronten, ett anmärkningsvärt exempel är Lannemezan -alluvialfläkten. En annan viktig konsekvens av upplyftningen var peneplanation . Flera peneplanationsnivåer har hittats på mycket olika höjder (3000 till 2000 m i den axiella zonen, nära 1000 m i Pays de Sault, nära 400 m i Agly-massivet och på 100 m i Corbières). De blir i allmänhet lägre i öster, med flera höjningar mot slutet av oligocen, mot slutet av miocen ( pontisk peneplanation ) och mot slutet av pliocen ( Villafranchian peneplanation ).

Neogena sediment har bevarats i Pyrenéerna främst i små graben nära Medelhavet (nära La Cerdanya) . Grabens har också upprepade gånger översvämmats av Medelhavet, exempel är graben nära Ampurdan och grabens i Roussillon som innehåller en pliocen fauna. Dessa extensionella strukturer beror sannolikt på att de existerar på förnyade rörelser på variska frakturer. Det mycket unga vulkanområdet nära Olot har troligen en liknande orsak.

Ossoue-glaciären och Pic Montferrat i Vignemale -massivet

Under kvartären upplevde Pyrenéerna flera glaciationer , men av mycket mindre intensitet än till exempel i Alperna. Stora glaciärer avancerade genom dalarna i Gave d'Ossau , Gave de Pau , Garonne och Ariège på den franska norra sidan. Idag finns ett 20-tal mindre riktiga glaciärer samt cirques och glaciärrester (exempel är Aneto-glaciären, Ossoue-glaciären i Vignemale- massivet och glaciärer på Maladeta och Monte Perdido). Alla dessa glaciärer har genomgått en stor reträtt sedan 1850 på grund av den globala uppvärmningen . Den totala glacierade ytan uppgick till 45 km 2 1870, medan 2005 endast 5 km 2 fanns kvar.

Geodynamisk utveckling

Pyrenéerna har upplevt en mycket lång geologisk utveckling med flera orogener . Neoproterozoiska jordskorprester (Canigou, Agly) antyder möjliga kadomiska domäner. Indikationer på kaledoniska rörelser är något tydligare (konglomerat och vulkaniska bergarter i Ordovicium). Under den variska orogenin i Pennsylvanian blev den axiella zonen och den sydpyreniska zonen en integrerad del av det som skulle bli mikrokontinenten Iberia. Sierras Marginales var en del av Ebro-blocket, en nordöstra delen av Iberia. Utseendet på den norra Pyreneiska zonen är fortfarande osäker, men den subpyreniska zonen utgjorde verkligen en del av mikrokontinenten Aquitania. Iberia och Aquitania låg på södra sidan av South Variscan Thrust och utgjorde därför förlandet för Variscan orogen. Båda mikrokontinenterna hade sitt ursprung från Gondwanas norra marginal.

Vid slutet av den variska orogenin var Iberia fortfarande ansluten till nordvästra Frankrike (Armoricamassivet) och var troligen en nordvästlig förlängning av Aquitanien. Dess senare rörelser var avgörande för den alpina cykeln i Pyrenéernas orogeni. Detta accepteras av de flesta geologer, men detaljerna i Iberias rörelser är fortfarande osäkra.

Under övre jura fortplantade sig en spricka från den utbredda centralatlanten längs den kontinentala marginalen av nordvästra Frankrike mot Aquitaine . Detta hände förmodligen så tidigt som i Titonian . Som en konsekvens kilade klyftan Iberia söderut och separerade den från Armorikanmassivet. I kölvattnet tunnades den kontinentala skorpan ut och så småningom oceanisk skorpa bildas i Mellersta Aptian - öppnandet av Biscayabukten var på gång. Den slutliga oceaniseringen av Biscayabukten uppnåddes av Santonian / Campanian tid (ca 84 miljoner år sedan, vilket framgår av den magnetiska polariteten chron C 34). Paleomagnetiska studier visar dessutom en moturs 35° rotation av Iberia. Iberiens drivande rörelse hade tagit upp hela nedre kritatiden. På grund av den roterande rörelsen började den nordöstra kanten av Iberia att störa Aquitania, vilket först skapade transtensionella avstånd längs den norra Pyreneiska zonen i mellersta Albian . Skorpans uttunning i samband med den transtensionella sprickningsprocessen ledde till HT/LP-metamorfos i den norra Pyrenéiska zonen, och dess början daterades till cirka 108 miljoner år sedan. Samtidigt placerades slutligen lherzoliterna på plats. Den transcurrenta rörelsen längs den norra Pyreneiska särdragningszonen åtföljdes också av alkalisk magmatism som varade från mellersta Albian till slutet av Coniacian . Den långsamma utvecklingen av metamorfismen i väster verkar innebära en stor sinistral klippning mellan Iberia och Aquitania, beräknad som en förskjutning på cirka 200 km (metamorfosen nådde Baskien för bara cirka 80 miljoner år sedan i Campanian ) .

I början av Turonian för cirka 90 miljoner år sedan hade den transtensionella regimen avslutats och ersattes av kompression . Sprickningen i Basquo-Cantabrian, North Pyrenean och Subpyrenean Basin hade upphört och bassänginversionen började; spänningsfel användes då som dragkrafter. Denna första ganska svaga kompressionsfas med mycket låga förkortningshastigheter (mindre än 0,5 mm/år) varade till slutet av Thanetian . På den spanska sidan av orogenen placerades de första dragplåtarna (Övre Pedraforca, Bóixols och Turbón dragplåtar).

Under Ilerdian och Cuisian tid ( paleocene / eocene gränsen, Thanetian / Ypresian , cirka 55 miljoner år sedan) genomgick Pyrenéerna mycket kraftig kompression i den övre skorpan, vilket ledde till orogenens faktiska zonering och strukturella organisation. Orogenet klämdes in i en asymmetrisk fläktliknande struktur på grund av den avbrutna subduktionen av Iberia under Aquitania. Detta härleds från beteendet hos den mohoroviciska diskontinuiteten, som vid North Pyrenean Fault abrupt hoppar från 30 till 50 km djup. Denna huvudfas i Pyrenéerna varade till för cirka 47 miljoner år sedan (början av den lutetiska fasen ), uppvisade höga förkortningshastigheter på 4,0 till 4,4 mm/år och placerade till exempel de nedre Pedraforca- och Montsec-dragplåtarna.

Efter den pyreniska huvudfasen följde andra kompressionsdeformationsfaser under oligocen och pliocen . Sedan neogenen uppvisar orogenen postkinematisk kollaps (grabenstrukturer vid dess östra ände, vulkanism nära Olot) i samband med förlängningen av Golfe de Lion och öppnandet av Valencia-tråget. Orogenet genomgår fortfarande stark erosion (sedan eocen), isostatiska rörelser, postkinematisk förlängning och till och med förnyad kompression (i västra Pyrenéerna) som kan orsaka medelstora jordbävningar (en skalv på magnituden 5,1 nära Arudy 1980 avec une magnitud de 5,1, pres summary])</ref> och en jordbävning med magnituden 5,0 2006 nära Lourdes och andra historiska jordbävningar som till och med förstörde delar av byar, t.ex. en jordbävning med magnituden ≥ 6,0 nära Arette 1967, 40 % av byggnaderna skadades och kyrktornet kollapsade).

Strukturella tolkningar

Den ovan nämnda asymmetriska solfjäderliknande, blomliknande strukturella organisationen av den pyreniska orogenen har hittills tolkats på följande sätt:

  • som en nära vertikal kollisionsstruktur med dragkraftsförkastningarna rotade i vertikala förkastningar.
  • som en allokton orogen, med Iberia skjuten över den eurasiska plattan, dvs Aquitania.
  • som en allokton orogen, med Aquitania som har åsidosatt Iberia. De vertikala förkastningarna antas plana ut på djupet.

Aktuella åsikter gynnar Iberia att subducera under Aquitania; denna tolkning verkar stödjas av resultaten av djup seismisk (ECORS) och magnetotellurisk profilering över orogenen.

Uppskattningar av den totala förkortningen över orogenen i Pyrenéerna är oftast mellan 100 och 150 km. Med hjälp av ECORS-data kommer Muñoz (1992) fram till 147 km förkortning med subduktionen av den iberiska mellersta och nedre skorpan som tar upp cirka 110 km. Ytterligare tolkningar av ECORS-data ledde till igenkännandet av en 50 km tjock iberisk skorpa som höll på att subduceras under den 30 km tjocka Aquitanian skorpan. bildades en lågvinklad intracrustal avlossningsnivå på 15 km djup, ovanför den subducerande mellersta och nedre iberiska skorpan. Längs denna avskildhet gled klipporna som nu utgör den axiella zonen, den sydpyreniska zonen och Sierras Marginales söderut och rampade gradvis upp till ytan. Med fortsatt förträngning spände den axiella zonen ihop sig till en söderriktad antiformell stack . Mot slutet av subduktionen initierades en backthrust nära det faktiska spåret av den nordpyreniska förkastningen, som skar sig uppåt i den akvitanska skorpan genom att utnyttja dess tidigare förtunnade, förkastade natur. När subduktionsprocessen slutligen blockerades, trycktes delar av den norra axiella zonen och den norra pyrenéiska zonen med lägre skorpfragment och lherzoliter inklämda däremellan tillbaka norrut över den underpyreniska zonen.

Se även

Källor

  • Alvarado M (1980): Introducción a la Geología general de España. Boletin Geológico y Minero . T(XCI-I):1–65. (på spanska)
  •   Auboin J, Debelmas J, & Latreille M (1980): Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys. Mémoire de BRGM . Nr 115. ISBN 2-7159-5019-5 . (på franska)
  •   Chantraine J, Autran A, Cavelier C, et al. (1996): Carte géologique de la France au millionième . Editions BRGM. Service Géologique National. ISBN 2-7159-2128-4 . (på franska)
  • Choukroune P, Mattauer M, & Rios M (1980): Estructura de los Pirineos. Boletin Geológico y Minero . T(XCI-I):213–248. (på spanska)
  •   Debourle A & Deloffre R (1976): Pyrénées Occidentales – Béarn, Pays Basque . Guider géologiques régionaux. Masson. ISBN 2-225-44132-4 . (på franska)
  • Hall CA (): Frankrike: Spanien: Pyrenéerna. I: Encyclopedia of European and Asian Geology , av EM Moores & RW Fairbridge.
  •   Jaffrezo M (1997): Pyrénées Orientales – Corbières . Guider géologiques régionaux. Masson. ISBN 2-225-47290-4 . (på franska)
  • Mirouse R (1980): Introducción a la geología del pirineo. Boletin Geológico y Minero . T. XCI-I:91–106. (på spanska)
  •   Mirouse R (1995): Pyrénées – Géologie . Bidrag i Encyclopædia Universalis . ISBN 2-85229-290-4 . (på franska)
  • Vergés J (1999): Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica i 3D . Servei Geològic, Monografia Tècnica , nr. 7, 192 sid. (på katalanska med sammanfattning på engelska): https://www.dropbox.com/s/8blotx2at0qwaxr/Verges_1993.pdf
Hämtad från " https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Geology_of_the_Pyrenees&oldid=1126154644 "