Геология Пиренеев - Geology of the Pyrenees

Геологический разрез Пиренеев

В Пиренеи 430 км в длину, примерно с востока на запад поразительный, внутриконтинентальная горная цепь, разделяющая Франция, Испания, и Андорра.[1] Пояс имеет обширную полициклическую геологическую эволюцию, восходящую к Докембрийский. Существующая конфигурация сети обусловлена столкновение между микроконтинентом Иберия и юго-западный мыс Европейская тарелка (т.е. Южная Франция). Два континента приближались друг к другу с начала Верхний мел (Альбианский /Сеноманский ) около 100 миллионов лет назад и, следовательно, сталкивались во время Палеоген (эоцен /Олигоцен ) 55-25 миллионов лет назад. После подъема цепь испытала интенсивный эрозия и изостатические корректировки. Поперечное сечение цепи показывает асимметричную структуру в виде цветка с более крутыми провалами на французской стороне. Пиренеи - это не только результат сжимающие силы, но также показывают важную левостороннюю стрижка.

Географическое расположение

Пиренеи Sensu stricto протянулся в направлении запад-северо-запад-восток-юго-восток (N 110) на расстояние более 430 км от Бискайский залив на западе к Golfe du Lion и Golf de Roses на востоке их ширина по простиранию от 65 до 150 км. На севере они ограничены Северный Пиренейский фронт (Французский: Front nord-pyrénéen, также Северо-Пиренейский фронтальный разлом или же НПФФ), главный ошибка тяги по которым отряды из Северная Пиренейская зона были перевезены через Субпиренейская зона, самая южная часть Аквитанский бассейн, их северные форланд. Их южная граница - это Южно-Пиренейский фронтальный разлом. Вот, воткните кусочки из Sierras Marginales и их боковые эквиваленты смещены на юг по Бассейн Эбро.

Тем не менее, в более широком, геологически более значимом смысле Пиренеи продолжаются дальше на запад в Баскский и Кантабрийские горы (в Баскско-кантабрийская цепь). Наконец они исчезают континентальная окраина из Астурия. Точно так же на востоке они не исчезают просто так Средиземноморье а скорее следовать своим курсом через защитные отряды Массив Корбьер в Нижний Лангедок и даже на юг Прованс. На их дальнем восточном конце в Провансе типичные тенденции пиренейских складок наложены альпийскими структурами, которые окончательно срезаются дугой Западные Альпы. Пиренейская цепь в более широком смысле имеет длину почти 1000 км.

Структурная организация орогена

Профиль через Пиренеи Sensu stricto изображает 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:[2]

По простиранию пиренейский ороген можно разделить на три отдельные области: восточная область, простирающаяся от Средиземного моря до побережья. Река Сегре, центральная область, простирающаяся от реки Сегре до Памплонский разлом, и западный домен за Памплонским разломом.

Северный берег

Основная статья: Аквитанский бассейн

Субпиренейская зона

В Субпиренейская зона геологически является частью бассейна Аквитании, северного побережья Пиренеев, и был захвачен орогенией Пиренеев. Зона складывалась во время эоцен и опрокидывать в эшелоне зоной Северных Пиреней вдоль Северного Пиренейского фронта. Эти аптрасты меняют свой характер на западе и востоке орогена, где они становятся покрывной, примерами являются Bas Adour Nappe на западе и Corbières Nappe на востоке. Последний продолжается дальше на восток через складки и тектонические срезы рядом Сен-Шиниан, через складку около Монпелье присоединиться к Южный Прованс Траст возле Sainte-Baume, который постепенно исчезает к югу от Brignoles.

В Пиренеях Sensu stricto, субпиренейская зона состоит из Верхний мел и очень толстый Палеоген отложения в поверхностных обнажениях. Отложения имеют простые складки, следующие трендом ЗСЗ-ЮВВ.

Подземный, однако, имеет гораздо более сложную структуру из-за Триасовый соль диапиры и северно-вергентные надвиги. Под мезозойским покровом толщиной более 6000 метров, вероятно, скрывается более 6000 м Палеозой скалы фундамента. Мезозойский чехол включает до 1500 м триасовых отложений, более 500 м юрских отложений и более 3000 м меловых отложений.

Слой нижнего триаса мощностью до 500 м (Buntsandstein ) состоит из конгломераты, брекчия, коричневый песчаники, аргиллиты, сланцы, и алевролиты. Средний триас (Muschelkalk ) может достигать мощности 400 м и показывает илистые сланцы, эвапоритовые отложения, и доломитовый микриты. Верхний триас мощностью до 500 м. Keuper отложения сложены карбонатными отложениями, соль, алевролиты и прослои офитический диабазы /оливин долериты. Нижний Lias это трансгрессивная последовательность до 200 м неморского песчаника, прибрежный морской известняк и эвапориты. А пелагический фауна вверху предполагает открытые морские условия. Средняя и верхняя лиасы состоят из 230 м мелководных морских платформенных отложений (биокластический известняк, глинистый известняк и микритовый известняк). Вовремя Средняя юра, оолитовый барьер, состоящий в основном из глинистых микритов, отделяет внешнюю полку от внутренней. Верхняя юра (Мальм ) отложения представлены в основном сланцами и карбонатами. Ближе к концу юры ограниченные среды были установлены с доломикритами, полосчатыми известняками и эвапоритами. Нижний меловой слой начинается с песчаников, сланцев, известняков и известковый брекчия в неокомиане, за которым следует Барремский мергель и известняки. Во время нижнего Аптян, песчаники, сланцы, песчаные мергель, и известняки были заложены. Верхний апт и Альбианский в основном мергели и известняки. Верхний мел включает литораль Туронский с песчаниками и песчаниками. К началу сенона (Кампанский ) образовался глубокий желоб (Подпиренейская впадина), получивший очень мощную флиш последовательность. Кампанский и Маастрихтский флиши включают от 2000 до 3000 м периодически переслаивающейся мелочи (мергелей, известковых сланцев и аргиллиты ) и более грубые отложения (конгломераты, песчаники и Greywackes ). Вблизи границы K / T Субпиренейская впадина была заполнена континентальными слоями. красные отложения в Гарумниане фации даже включая динозавр яйца в нескольких местах. В этот момент Субпиренейская впадина претерпела складчатость, сопровождавшуюся слабым метаморфизм.

Выше альба и до наступления кампана вулканические породы происходят в том числе базальтовый лава, спилит, и диабаз, но также пирокластические породы подобно туф, лапиллиевый туф, вулканическая брекчия и агломерат. Вулканические породы могут быть разрезаны лампрофир дамбы.

В Палеоцен /эоцен временами море переходило из Атлантики в субпиренейскую впадину, которая действовала как спуск к медленно поднимающимся Пиренеям непосредственно к югу. 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 непосредственной близости от Muret Fault, левосторонний сдвиг и продолжение Тулузский разлом южнее субпиренейскую зону можно разделить на две неравные половины. Восточная половина между реками Гаронна и Aude можно разделить на три разные зоны (с севера на юг):

  • северный берег.
  • складчатая зона шириной 10 км. Его северной границей являются хребты Petits Pyrénées, которые находятся над слепым уколом. Эта зона сужается к востоку и исчезает, не доходя до Од. Осадки включают гипс - триасовый период внизу с последующим внутренним надвигом Юрский и очень мощная покровная толща верхнего мела флиш отложения.
  • узкая полоса флиша на юге. Эта довольно мощная толща флиша также откладывалась в верхнемеловом периоде. Он был перевернут в почти вертикальное положение за счет наступательных движений на Северном Пиренейском фронте и теперь образует перевернутый южный фланг асимметричной синклайн.

В западной половине присутствует только северный выступ; он состоит из аккуратно сложенных, но сильно сочлененный, эпиконтинентальный Мезозойский отложения покрыты и скрыты Миоцен моласса отложения. Наборы складок восточно-западного и северо-западного-юго-восточного простирания пересекаются и прорезаны разломами северо-восточного простирания. В недрах также присутствуют соляные диапиры триаса.

В пределах северного берега к востоку от реки Од, Палеозой подвал подъем Mouthoumet появляется горст наклонен к югу и покрыт континентальным эоцен страты.

Цепи складок Субпиренейской зоны нарушены в Нижнем Лангедоке. Севеннский разлом, большая левосторонняя сдвиг.

Северная Пиренейская зона

В Северная Пиренейская зона довольно узкий, 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 Пиреней надвигается Осевой зоной вдоль побережья. Северо-Пиренейский разлом (НПФ), под большим углом обратная ошибка образуя его южную границу. Северо-Пиренейский разлом отмечен сильно напряженным милониты. Породы в окрестностях имеют горизонтальные линии, подчеркивающие важность разлома как основной зоны сдвига. В других частях зоны Северных Пиреней напряжение градиент также высокий, 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. Сланцы и эвапоритовые отложения верхнего триаса (Keuper) местами содержат переслаивающиеся слои. доломиты, туфы и диабазы ​​(офиты); эти отложения ведут себя пластично и обычно образуют тектонический меланж контакты выражаются как деколлемент поверхности. С начала юры до конца нижнего мела в период тектонического покоя развивалась мелководная карбонатная платформа, в которой осаждались в основном известняки. В Средний альб засвидетельствовал крупный переход фаций к глубоководным условиям. Этот переход знаменует собой начало Северный Пиренейский бассейн, желоб длиной 400 км. разнимать происхождение заполнено несогласными, мутный флишевые отложения в верхнем мелу. К временам верхнего альба этот раздвижной бассейн раскололся на внутренний прогиб рядом с разломом Северных Пиреней, в котором находились Flysch ardoisier и внешний желоб дальше на север, заполненный Флиш нуар. Позднее, в турон и коньяк, внешний флишевый желоб получил так называемый Flysch à fucoides, очень мощная толща переслаивающихся известковистых аргиллитов / мергелей и песчаных калькаренитов. За этим флишем следует регрессивная серия в Маастрихтский - мергели толстые (Марн-де-Плань) - 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 являются так называемые массивы спутники север-пиренеи (севернопиренейские поднятия фундамента) между Лурдес и Перпиньян, среди них следующие поднятия: Агли, Аризе, Barousse, Бессед-де-Со, Кастильон, Milhas, Плантач, Сен-Бартелеми, Salvezines, и Rabat-les-Trois-Seigneurs, плюс несколько поднятий в северной Страна Басков. Эти поднятия имеют левостороннее сдвиговое происхождение и наклонены к северу; одновременно они также демонстрируют компонент вертикального сдвига. Вероятно, они образовались в Варисканская орогения. В подвальных поднятиях, в основном Докембрийский гнейсы и гранулитовые гнейсы (в массиве Агли), встречаются палеозойские магматические и метаморфические породы.

Небольшая полоса шириной не более 5 км к северу от Северо-Пиренейского разлома испытала динамические и термические изменения. метаморфизм вовремя Альбианский /Сеноманский около 110 миллионов лет назад (высокая температура / низкое давление, тип "HT / LP"). Некоторые области к северу от поднятий фундамента также подверглись метаморфизму (например, в Bigorre и в южной части Корбьера). Метаморфизм был изохимическим без внесения посторонних элементов и затронул только породы осадочного чехла, которые преобразовались в мрамор и Hornfels. Палеозойский фундамент не пострадал, вероятно, из-за его уже обезвоженного состояния.

Лерцолит из зоны Северных Пиреней, Л'Этан-де-Лерс, Арьеж

В пределах метаморфической полосы разбросано несколько экземпляров лерцолиты (включая их тип местности в Лерс ). Они были выдавлены из верхняя мантия по глубоким разломам. Лерцолиты связаны с амфиболиты, пироксениты, и амфибол -несущий перидотиты. Все эти мантийные породы сгруппированы роями, самое большое обнажение на Монкауп достигнув всего 3 км2. Они широко распространены, найдены из Béarn полностью до Aude. Способ их размещения еще не уточнен, но важны следующие факторы:

  • связаны юрские и нижнемеловые мраморы метаморфической полосы.
  • гранулиты фундаментов возвышаются в окрестностях.
  • мигматит 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 экземпляры вулканические породы. Они внедрены в отложениях Lias и верхний мел (Аптян до Кампанский ) и встречаются в основном на западе (около Tarbes, Ортез, и в Стране Басков). Они состоят из недонасыщенного кремнеземом. спилиты, пикриты, и нефелиновые сиениты. Связанные дайковые породы представлены лампрофиры (камптониты и моншикиты ).

Другими интересными особенностями являются несколько различных постметаморфических брекчия образования.

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 ультраосновные породы.

Зона Северных Пиреней пересекается на западе левосторонними сдвиговыми разломами северо-северо-восточного и юго-западного направления, а затем переходит в складчатый пояс Страны Басков. На востоке он продолжается после крутого поворота Корбьера прямо в южный Прованс. В дальнем восточном конце, на северо-западе-юго-востоке Миоцен складывать поезда Западные Альпы начинают мешать и, наконец, полностью подавляют пиренейские структуры.

Осевая зона

Маладета, массив гранодиоритов в Осевой зоне с ледниковыми и палеозойскими покровными отложениями (справа спереди)

В Осевая зона, также называемый Первичная осевая зона, представляет собой огромный купол фундамента докембрия и палеозоя (Начальный) породы, складчатые и метаморфизованные во время варисканской складчатости и прорванные варисканской поздней стадией. гранитоиды. Все самые высокие вершины Пиренеев находятся в Осевой зоне, отсюда и название.

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

Высокие отметки осевой зоны (обычно более 3000 м) компенсируются изостатически увеличенной толщиной Континентальный разлом. Например, ниже массива Маладета, корневая зона сформирован так, что Прерывистость Мохоровича Встречается здесь на глубине 50 км. Точно так же на большинстве пиков осевой зоны отрицательная гравитационная аномалия можно обнаружить, который 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 милонитовая Разлом Меренса в Пик дель Порт Велл возле Mérens-les-Vals. В западной части трещины более пологие падают к северу и ведут себя как в эшелоне надвиги расположены с северо-запада-юго-востока; вдоль этих трещин фундамент осевой зоны надвигается на юг мезозойскими осадочными образованиями. Хорошими примерами являются в эшелоне толкает Eaux Chaudes, Гаварни и Bénasque —Las Nogueras (относится к верховьям рек Ногера Рибагорзана и Ногера Паллареса ). Одновременно с уколами расслоение возникло, что затронуло фундамент и осадочный покров, предполагая альпийское происхождение. Все эти трещины составляют общее сжатие осевой зоны на 20%, что означает сокращение земной коры примерно на 10-20 км. В результате Осевая зона была вытеснена южным направлением. антиформальный стек.

Осевая зона исчезает в Верхнем Беарне в виде периклинали под осадочным чехлом верхнего мела, чтобы вновь появиться в поднятии фундамента Альдудес -Quinto Réal, самый южный из массивов баскского фундамента. На востоке осевая зона переходит в Неоген и Четвертичный грабенс из Северная Каталония и наконец исчезает под Средиземным морем.

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 Лурдес; вблизи массивов баскского фундамента он, кажется, смещен к югу на ошибка гаечного ключа а затем, возможно, продолжится в Испанию к югу от Покрытие из баскского мрамора и к югу от Ремень с баской складкой. В Кантабрия, 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

Монте Пердидо, внутренний осадочный надвиг северо-западного Южно-Пиренейская зона.

В Южно-Пиренейская зона состоит из осадочной толщи мезозоя-эоцена, которая отделилась от осевой зоны в пределах эвапоритовых горизонтов среднего или верхнего триаса и, следовательно, была перенесена 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 около р. Cinca реки (антиклинали Медиано и Болтанья), а на востоке простираются северо-восток-юго-запад. в эшелоне устранять неисправности на Сегре река. В последнем случае система надвига образует отбойный (продвигающийся назад) черепичный надводный веер, который развился в течение позднего эоцена и раннего олигоцена.[3] Из-за сужения осадочный чехол подвергся нескольким внутренним надвигам, примерами которых являются покрывало из Монте Пердидо и покров Cotiella на северо-западе. Более центрально расположен Упорный лист Bóixols который продолжается дальше на восток в Упорный лист Pedraforca (верхний блок). Упорный шкат Бойшолс направлен назад, но также перекрывает Упорный 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 Южно-пиренейский надвиг где упорный лист Montsec имеет приоритет над Sierras Marginales.

Толкающие движения, образовавшие сложную систему тяги с соответствующими контрейлерные бассейны происходило в основном в эоцене. Расстояния, пройденные надвиговыми щитами, все еще обсуждаются, оценки варьируются от относительно небольших до 30–50 км.

Sierras Marginales

Геоморфологическая карта Каталонии:

В Sierras Marginales (Испанский: Border Ranges) являются Сьеррас Арагонесас и Serres Catalanes южного Пре-Пиренеи. Они, как и Южно-Пиренейская зона, образованы мезозойско-эоценовой осадочной последовательностью, хотя и имеют значительно уменьшенную мощность - около 900 м. Последовательность включает Keuper, 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 покрыт Олигоцен и Миоцен последовательности из бассейна Эбро. На западе Сьерра-Маргиналы передаются по Упорный лист Jaca-Pamplona который состоит из более молодой осадочной толщи эоцена-олигоцена. В этом тяге лист западе от Река Гальего, конструкции упрощаются: в баскском и в Кантабрийский Пиренеи, осадочный чехол поражен только длинными и относительно открытыми шлейфами складок, которые иногда пробиваются куполообразной солью Кёпера. На востоке Сьерра-Маргиналы представлены тектонически сопоставимыми Упор Port del Comte и по Упорный лист Кади, которые в основном представляют собой последовательность эоценовых отложений.

Сьерра-Маргиналы на севере надвигаются Montsec Надвиговой щит Южно-Пиренейской зоны.

Конец движений, направленных на юг, был диахронный и мигрировали с востока на запад. Например, в Кади Надвиговой щит, движения прекратились 34 миллиона лет назад (граница эоцена / олигоцена), тогда как в надвиговом листе Хака-Памплона они прекратились только 23 миллиона лет назад (граница олигоцена / миоцена).[4]

Южный форленд

Южный берег пиренейского орогена - Бассейн Эбро или же Бассейн Эбро-Форленд. Его можно разделить на Южный складчатый форленд секция в северо-восточном секторе Каталонии и практически недеформированная плоская основная секция, занимающая 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 тенденции следуют более или менее в пиренейском направлении или параллельно фронтам надвигов, но поворачивают с северо-востока на юго-запад около реки Сегре (например, Олиана Антиклиналь).

Осадочная последовательность в бассейне Эбро показывает палеозойские породы в основании, за которыми следуют самые верхние меловые / нижние палеоценовые красные пласты и эоценовые известняки, морские мергель, эвапориты верхнего эоцена (Кардона эвапоритес). 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 к Южно-Пиренейский фронтальный разлом где он состоит из 3000 м осадочного заполнения. Это сокращается до 1500 м вблизи фронта надвига Сьерра-Маргиналес. Самая глубокая часть бассейна с отложениями 5000 м находится вблизи Логроньо в 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 петрологический Исследования метаморфических пород Осевой зоны и Северной Пиренейской зоны позволили доказать существование включенных в нее остатков докембрия. Например, в подвале Канигу В массиве и в поднятии фундамента Агли были обнаружены остатки докембрийского фундамента (распознаваемые радиометрическим датированием на гранитоидах и некоторыми структурами тектонического происхождения), которые позже были включены в варисканский ороген в результате тектонических движений и связанного с ними метаморфизма.

Однако первоначальные радиометрические результаты не были подтверждены методом SHRIMP (были обнаружены только ордовикские возрасты от 477 до 471 миллиона лет).[5] Таким образом, кадомское происхождение фундамента остается неясным.

Докембрийские породы в основном представлены гнейсы и мета-осадки амфиболит и гранулитовая фация вторгся чарнокиты.

Неопротерозой и палеозой

Кембро-ордовикские метаморфические породы включают мигматиты высшей степени амфиболитовой фации, слюдяные сланцы с андалузит, кордиерит и ставролит низшего сорта амфиболитовой фации, и филлиты из зеленосланцевые фации оценка.

Эпиконтинентальные псаммитовые отложения Неопротерозойский нижний палеозой - очень мощные обломочные породы (аргиллит -песчаник ) преемственность, по существу лишенная окаменелости. Эти отложения в значительной степени были позже перекрыты варисканской складчатостью. У основания обломочной толщи прослоены карбонаты.

(Мета) осадочная последовательность начинается с толщины от 2000 до 3000 м. Canaveilles Group в Эдиакарский около 580 миллионов лет назад. Его отложения представлены в основном сланцами и грейвакками с прослоями. риолиты и карбонаты. В Упорный листе Кади археоциатид –Содержащие известняки, образовавшиеся во время Нижний кембрий. В начале среднего кембрия группа Канавей сменяется группой Группа Jujols, мощность 2000 м флишоид серия, включающая сланцы, сланцы и алевролиты с прослоями карбонатов и кварцитов. Группа Жужоль менее метаморфична, чем мезозональная группа Канавей. Его осаждение продолжалось, вероятно, в самых нижних слоях. Ордовик.

После длительного перерыва до 100 м Карадока (ордовикская стадия 5 и 6) конгломерат несогласно следовать за группой Джужольс - Конгломерат Рабасса. Это перекрывается почти 500 м Формирование кавы, переслаивающиеся грейвакки и сланцы, содержащие вулканические горизонты. 200 м толщиной Формация Эстана состоит из известняки и известковые сланцы. Его известняки конца ордовика содержат бентосный фауна (брахиоподы, мшанки, цистоиды ) а также конодонты. Череда заканчивается плохо слоистым Формация Ансобель (От 20 до 300 м), темные сланцы с микроконгломератами, указывающие на ледниково-морскую среду осадконакопления. Формация Ансобелл может образовывать несогласие и иногда следует непосредственно за формацией Кава.

Включенные вулканические породы и конгломераты намекают на неустойчивость тектонических условий, которые, вероятно, связаны с ранней стадией образования. Каледонский орогенез (Таконианская фаза ).

Вовремя Рудданский (Силурийский ) первоначально 20 м кварцитовых пород, Бар Кварцит, затем отложились от 50 до 250 м темноты, графитовый, граптолит -несущий сланцы. Мощность сланцев может увеличиться на западе до 850 м. Они занимают почти весь силурийский (Aeronian до того как Придоли ), задокументированные граптолитами. В их верхней части (Ludlow ), сланцы включают известковые горизонты и известковые конкреции (с конодонтами, наутилоиды, двустворчатые моллюски, морские лилии, и остракоды ). Вблизи баскских массивов известковая фация сменяется детритной фацией переслаивающихся песчано-алевролитовых пород. Позднее графтолитсодержащие сланцы были преобразованы в более низкие амфиболитовая фация сланцы. Они образуют выдающиеся декольте поверхности.

В Девонский морской и богат окаменелостями (спирифериды и трилобиты подобно факопы ). 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. Девон имеет очень разные толщины, его 100–600 м, а местами 1400 - толща толщи состоит из множества различных осадочных фаций, таких как Greywackes, рифал известняки и песчаники. Совершенно характерны полосчатые известняки от розового до красного, синего или зеленого цвета и узловатые известняки, так называемые гриоты нижнего Фаменский. Встречаются также известковые сланцы и черные сланцы.

В Лохковский состоит из черных сланцев и известняков и очень богат конодонтами. Вовремя Пражский образовался силикокластический клин, Сан-Сильвестр Кварцит из Формация Базибе. Период Верхний Живетян до Франский были отмечены выраженные литологические различия и повышенная скорость седиментации. В нижнем фране развивались рифовые комплексы, но в то же время силикокластический материал доставлялся в западную, центральную и баскскую области. В начале Средний фаменский осадконакопление в Пиренеях снова стало более равномерным, и до конца девона залегали монотонные конденсированные известняки с головоногими моллюсками (Известняки Гриотта от серого до розоватого, узловатая Супрагриоттовые известняки). Ближе к концу фаменского века начали появляться первые хиати, что привело к полному выходу из западных Пиренеев на начало периода. Миссисипец. Соответствующее несогласие, которое существует только в западных Пиренеях, относится к ранней фазе деформации варисканской складчатости (Бретонская фаза ).

Только в западных Пиренеях Нижний карбон (Миссисипский) отличается от девонских отложений несогласием, начиная с морского с трансгрессивного кварц –Галька. В других местах супрагриоттовые известняки соответственно перекрыты доорогенными отложениями, которые начинаются с Нижний Черц из Турнейский. Нижняя Чёрца включает 50 м черных фосфатных конкреций. кремы прослоен черными сланцами. После интерлюдии серого, узловатого, гониатит -содержащие известняки, Верхний Черт были депонированы во время Viséan - кремни серые или зеленые, иногда с прослоями пирокластики и заканчивающиеся серыми шаровидными известняками.

Позже Миссисипи сменяются обломочными синорогенными отложениями мощностью около 1000 м. Кульм – фация. Исключением являются западные Пиренеи, где во время Серпуховский Кульму предшествуют темно-серые слоистые известняки. Дахронные отложения Кульма представляют собой подобный флишу (турбидиты ) переслаивание песчаников и темных сланцев - предвестников варисканских тектонических движений. Они также содержат слои гемипелагических известняков, конгломератов, углистых брекчий, а также олистолиты. Седиментация кульмской фации началась на Востоке уже на границе визе / серпухов (Намурский ), но к западу от реки Галлего он начинался только в начале Пенсильванский (Верхний Вестфаль, Башкирский ). В Баскских Пиренеях отложения Кульма перешли в Московский. Кульмские отложения откладывались в виде отложений каньона на континентальный склон или как подводные вееры в мигрирующем юго-западном прогибе Варисканского орогена.

Варисканская орогения

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

Верхний Вестфальский период показывает важное несогласие в своем основании и состоит из конгломераты. Московский ярус представлен иссиня-черными сланцами, перекрытыми так называемыми Серый блок из Касимовский (Стефанян Б.) и Переходные слои из Гжельский (Стефаниан С и Отюниан). 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 сжимающие напряжения, которые сложенный палеозойские отложения. Возникло несколько кратных поколений, иногда накладывающихся друг на друга. Со складками связаны расслоение. Палеозойские отложения и их докембрийский фундамент также претерпели метаморфизацию в условиях высоких температур и низких давлений (HP / LT). На местах анатексис была достигнута, примером чего может служить таяние некоторых докембрийских гнейсы Преварисканского подвала вместе с их ограждающими слюдяные сланцы. Еще одним важным следствием орогенеза была поздняя орогенность. магматизм размещение гранитоидов (гранодиориты и биотитовые граниты ) преимущественно кислого, но иногда и основного состава. Среди этих гранитоидов есть глубоко залегающие, довольно размытые, интрузивные тела, связанные с мигматиты, но также типичный, четко определенный плутоны часто поднимается в сердцевину антиклинали внутри складчатого пояса Variscan. Основной магматизм продолжался от 310 до 270 миллионов лет (поздний пенсильванский и ранний пермский период похолодания). Хороший пример основного магматизма - возраст 280 миллионов лет. Маладета гранодиорит.

Также важна поздняя стадия трещина в хрупких условиях. Развивающиеся трещины, вероятно, следовали за слабыми зонами, уже возникшими в палеозое. Основное направление этих трещин - ЗСЗ-ВЮВ, так называемое Пиренейское направление, отличным примером является Северо-Пиренейский разлом. Эти трещины будут играть решающую роль в дальнейшем развитии орогена.

Альпийский орогенный цикл

Также сравните с: Аквитанский бассейн - Осадочная эволюция

Пенсильванский, пермский и нижний триасовый периоды

Пик дю Миди д'Оссау, остаток пермского вулканического сооружения

Осадки отложились после Астурийская фаза в верхнем вестфальском (московском) периоде вплоть до верхнего триаса можно рассматривать как моласса орогена Variscan, подвергшегося позднему расширению. В полуграбены 2500 of sediment accumulated at the close of the Carboniferous and throughout the Permian, mainly interbedded non-marine and базальтовый -андезитовый горные породы.[6] Detrital formations of lacustrine affinity with каменный уголь measures during the Stephanian (Kasimovian и Гжельский ) followed by red sandstones with plant remains during the Пермский период are typical erosional products of a chain not having reached stability.

В Grey Unit of the Kasimovian is a sequence of decreasing grain-size, starting with breccias and conglomerates and changing into sandstones and coal-bearing shales (антрацит is mined near Campo de la Troya ). Also included are andesitic layers that can attain significant thicknesses in places. В Transitional Layers are also a sequence of decreasing grain-size (conglomerates, sandstones, and coal-bearing shales), but, instead of andesites, they include tuffs and риодацитовый лавы. They close with lacustrine limestones containing строматолиты, харофиты, and ostracods.

Континентальный красные кровати of the Permian rest unconformably on the Transitional Layers. They show strong variations in their thicknesses and reach 800 m, sometimes even 1000 m. They occur mainly in the Basque Pyrenees and in the Axial Zone. Like the Stephanian sediments, they were deposited as alluvial (as fans and in ephemeral streams) and lacustrine sediments within transtensive basins of the Variscan orogen.

The aforementioned fractures were decisive in determining facies distributions during this interval. They also influenced the distribution of volcanic eruptions during the Permian such as the calcalkaline volcanism at Пик дю Миди д'Оссау и базальты of the Basque country. The trigger for these volcanic eruptions probably was early wrenching motions of Iberia relative to the Eurasian Plate.

In the Axial Zone, the Permian can be subdivided into three sedimentary series (from top to bottom):

  • La Peña de Marcanton серии. It reaches a thickness of 500 m and is mainly fine-grained.
  • Pic Baralet серии. Up to 300 m thick. It is composed of polygenic conglomerates with Paleozoic limestone fragments embedded in red sandstone. The series rests partially unconformable on the Somport series.
  • Somport серии. A generally fine-grained series that can attain 300 m in thickness and is composed of red to purple claystones. It rests unconformably on the Transitional Layers.

The detrital Lower Triassic (Buntsandstein ) is very similar to the Permian. It reaches 400 to 500 m in thickness and is made up of coarse conglomerates, sandstones, psammites with plant remains (Equisetites, Coniferomyelon ) as well as green and red to purple claystones. At this time, the peneplanation of the Variscan orogen had reached an advanced stage and the sedimentary accommodation spaces started to widen.

Middle Triassic till Upper Jurassic

The sedimentary successions from the Middle Triassic to the Upper Jurassic are very similar on both sides of the Pyrenees.

В течение Muschelkalk times, the sea advanced again, but reached only the North Pyrenean Zone and the Basque country. The resulting sediments left behind are 20 to 100 m of dolomitic cellular limestones, grey fossiliferous limestones, and wavy limestones. In the Upper Triassic (Keuper ), the sedimentation spread over the entire Pyrenean domain. About 220 m million years ago (during the Карнийский ) evaporites settled out in лагуны and grabens—variegated, гипс –bearing, iron-rich clays, gypsum, ангидрит, dolomitic marls, dolomites, каменная соль as well as potassium and magnesium salts occur. The evaporites served later as major decollement horizons. At the limit, Upper Triassic/Геттангский долеритовый толеиты (ophites ) formed in the Pyrenees and in the southern Aquitaine Basin, indicating further movements along the fracture zones (submarine fissure eruptions and sills in unsolidified Keuper sediments ).

The sedimentation during the Jurassic is characterised by the growth of a carbonate platform. The sediments are mainly epicontinental deposits of lacustrine character, as well as limestones, мергель и доломиты with marine or littoral faunas. The basin was under tension during this period and as a result long horsts and graben structures of different subsidence rates were created following more or less the trend of the Variscan fractures. Its northern side is rimmed by the relatively stable Aquitanian shelf. The basin probably is caused by crustal thinning infiltrating from the Atlantic domain.

В Lias started with a transgression that is more important than the advances of the Muschelkalk and Keuper seas. Its total thickness varies between 150 and 400 m. The sea level kept rising during the Геттангский and fossiliferous limestones were deposited; this trend reversed later on into a regression leaving evaporites (rock salt and anhydrite with some calcareous interlayers). At the edge of the basin and in the eastern Pyrenees, argillaceous limestones and banded dolomites with layers of anhydrite settled out; the dolomites transformed upon dissolution of the anhydrite into monogenic breccias. The regression continued during the Lower Sinemurian, sedimenting intra– and supra–tidal banded limestones and dolomites. In the Upper Sinemurian (Lotharingian), more open-marine conditions established themselves due to a renewed sea-level rise; in deeper parts of the basin, fossiliferous limestones developed, whereas, on high ground, oolithic limestones accumulated. The Middle Lias (Плинсбахский ) started off transgressive as well with fine-grained detrital, limey to marly sediments (ferruginous oolites, fossiliferous limestones and marls) that change over to marls. In the eastern Pyrenees, пирит -bearing claystones formed due to a badly oxygenated environment; they contain a very diverse fauna of ammonites belonging to the French southeastern domain, whereas the ammonite population on the Atlantic side is rather monotonous. During the Upper Lias (Тоарский ), the sea reached a high stand, continuing with the fine-grained detrital sedimentation and depositing black pelagic marls (marnes noires и schistes esquilleux). Towards the end of the Lias, regressive tendencies again became noticeable.

Falling sea levels continued right into the Средняя юра. Возле По an oolite barrier started to grow that extends all the way north to Пуатье. It divided the sedimentary basin now into two major facies domains: a deeper western domain open to the Atlantic and undergoing infratidal sedimentation (black to blueish argillaceous limestones rich in benthic organisms, microfilaments, and ammonites) and a shallow, enclosed, eastern domain with intertidal sedimentation (variable carbonate facies like pseudo-oolites and banded dolomites, but also anhydrite-bearing evaporites). These intertidal sediments experienced a strong contemporaneous доломитизация. Towards the end of the Middle Jurassic, sea levels fell even further.

Upper Jurassic and Lower Cretaceous

During the Upper Jurassic (Титонский ) and especially during the Lower Cretaceous, drastic changes occurred. Iberia started to rift off the Армориканский массив in a southerly direction and in its wake the Бискайский залив slowly began to spread (with formation of oceanic crust from the Middle Albian till the end of the Коньяк ).

The sedimentation in the Мальм (total thickness 600 to 750 m) did not increase until the Upper Oxfordian, the Lower Oxfordian rarely being present. The 100 to 150 m thick Upper Oxfordian is represented west of the oolite barrier by intratidal platform sediments (argillaceous to sandy, pyrite-bearing limestones), whereas, in the east, dolomitization continues. К Кимериджский times, the facies differences attenuated due to shallowing of the western domain, resulting in massive, fine-grained, black, литографический limestones and fine-grained platy limestones. During the Tithonian, strong regressive tendencies set in that led to a complete withdrawal of the sea. In the Basque country, the sea had withdrawn already at the end of the Kimmeridgian. During times of falling sea levels, evaporitic, dolomitic, lagoonal, and lacustrine facies were left behind.

After a southeasterly re-advance of the sea in the Берриасский via a small strait east of Pau, which deposited 100 m of inter– to sub–tidal limestones and a sandy to clayey detrital border facies, emersion set in during the Neocomian. В течение Валанжинский и Готеривский times, clayey marls on top of the emerged horsts were transformed under ферралитовый climatic conditions into bauxites, which were fossilised by later transgressions. После другого нарушение моря from the east during the Барремский, the elongated graben regions in the Pyrenean domain received 200 to 300 m of marine shelf sediments of the Urgonian facies, such as dolomites, водоросль известняки, фораминоносный limestones, and рудист известняки. The Urgonian facies can perdure in the Corbières and in the South Pyrenean Zone into the Albian. With falling sea levels in the Upper Barremian, black, pyrite-bearing claystones and lagoonal limestones rich in ostracods and characeans were sedimented.

After the Barremian/Аптян boundary, marked by another high stand of the sea, there were four more sea-level oscillations during the Aptian and the Albian, bringing about a very significant sediment accumulation (in some places up to 3000 m). Due to sinking grabens in the Atlantic domain, the water masses of the Atlantic and the Tethys mixed for the first time. The Aptian/Albian sediments are characterised by the competitive interplay between fine-grained terrigenic and organic material. The organic material is responsible for the formation of shallow platforms built by рудисты, гексакоралы, and algae. In the Upper Albian, the terrigenic material predominated, and several shallow marine, partially calcareous sandstone formations were deposited. The source region of the detrital material was the Арагон /Pyrenees domain that was undergoing a первый эпирогенетический поднять. In the same context, the fluvial delta sediments of the Formation de Mixe were transported from the south, and the very heterogeneous, up to 1000 m thick conglomerates of the Poudingues de Mendibelza, interpreted as the topset of a delta-front.

Верхний мел

Just before the onset of the Upper Cretaceous, the pyrenean domain had separated in the Альбианский into two very different sedimentary facies realms. On the northern edge of Iberia (in the South Pyrenean Zone and in the Axial Zone), shelf carbonates were then being deposited. Because of several emersions, they only show very reduced thicknesses. Due to transtension in the North Pyrenean Zone, a very strongly subsiding flysch basin (North Pyrenean Basin) developed, which follows essentially the east–west-trending Variscan fracture zones. The basin was deepening towards the Atlantic and shallowing towards the east, where it terminates before the Aude river. It is split by the basement massifs of the North Pyrenean Zone into two strands—a southerly strand called sillon aturien, which received up to 2500 m of flysch ardoisier and a northerly strand with the flysch noir. The flysch basin is rimmed to the north by the relatively stable Aquitanian Shelf. It was formed probably by extensive crustal thinning that penetrated from the Atlantic side.

Concurrent with the transtension, the Pyrenean Metamorphism took place characterised by high тепловой поток (peak temperatures were 500–600 °C) but relatively low давление (HT/LP-metamorphism). Under these conditions, new минералы подобно биотит, диопсид и скаполит вырос. The metamorphism is diachronous and has been dated radiometrically in the eastern North Pyrenean Zone as Albian, whereas in the Basque country in the west (for example in the Basque Marble Nappe) it has been dated only as Кампанский. It is possible that the metamorphism lasted in a milder form until the end of the Cretaceous or even the beginning of the Eocene.

Два основных deformational phases with the development of schistosities (Upper Albian till Lower Cenomanian и Сантон до Маастрихтский ) affected the pyrenean domain during the Upper Cretaceous expressing themselves as unconformities in the sedimentary record. The flysch basin was shortened and at the northern edge of Iberia, an orogenic wedge formed that moved slowly into the northern foreland. As a consequence, the flysch basin receiving the erosional products from the wedge was forced to migrate to the north too (changeover during the Santonian of the centre of subsidence from the North Pyrenean Basin to the Subpyrenean Basin). The Subpyrenean Basin was consequently filled in by 1000 to 4000 m of flysch à fucoides.

The Variscan fracture zones were active during the entire Upper Cretaceous and decisively influenced the sedimentary facies distributions. This activity was further underlined by alkaline magmatism lasting from the Middle Albian until the end of the Coniacian; thus in the west of the North Pyrenean Zone, submarine basaltic lavas extruded, while farther east in the Béarn and in the Bigorre, different magmatic rock types intruded the Upper Cretaceous strata.

Кайнозойский

The sedimentary sequences of the Палеоцен highlight the differences between the eastern and the western Pyrenees. In the west, the marine shelf facies continued and the flysch basin carried on subsiding. In the east, the continental red beds of the Garumnian facies (whose deposition started already at the close of the Cretaceous) were laid down, mainly alluvial and paludial facies. At the same time, the first tectonic shortenings and uplifts affected the eastern Pyrenees.

In the western Pyrenees, the marine sedimentation also carried on during the эоцен. In two subsiding basins on both sides of today's chain, limestones, marls, foraminiferous sandstones, and sandstones with a бентосный fauna were sedimented. The Eocene sedimentary successions along the French northern edge of the Pyrenees (in the North Pyrenean Zone) are fairly thin and full of facies changes. There, short-lived transgressions and regressions can be followed into the Лангедок. Вовремя Ипрский, the first conglomerates start being delivered.

This very thick conglomeratic formation, called the Poudingues de Palassou, is the indicator for the most important orogenic phase in the Pyrenean domain, the Pyrenean Main Phase, which was accompanied by very strong deformations and uplifts. The conglomerates are later несогласно overlain by end–Eocene strata, therefore the orogenic phase can be assigned to the interval Ypresian/Лютециан, i.e. roughly 50 to 40 million years ago.

On the southern side of the Pyrenees in Catalonia, folded conglomeratic formations have been dated as Upper Lutetian to Бартонский, representing the interval 44 to 37 million years ago. They also are unconformably overlain by end–Eocene sediments bearing a continental fauna.

The Pyrenean Main Phase manifested itself on both sides of the axial zone as reverse faults and thrusts with fairly large displacements. The movements were directed on the French side to the north, and on the Spanish side to the south. But their spatial arrangement was not symmetrical; the Spanish side for instance has much lower dipping structures. The faulting and thrusting disrupted not only the Mesozoic and Paleogene sedimentary cover, but also large parts of the Variscan basement. The basement had failed not just rigidly at the Paleozoic fracture systems, but also underwent intensive alpine deformations around heterogeneities and anisotropies in its structural fabric.

Deformational phases of lesser importance followed the Pyrenean Main Phase, all contributing to the final appearance of the orogen. At the northern margin of the Ebro Basin close to the Sierras Marginales, for example, folded Олигоцен is covered unconformably by flat-lying, detrital Миоцен of continental origin. This points to another deformational phase at the end of the Oligocene about 25 million years ago.

After the beginning of the Miocene, the uplifted orogen underwent severe erosion, expressed by enormous molasses being shed into the foreland basins such as for example the Aquitaine Basin. в Плиоцен, a renewed uplift started, leading to the formation of huge аллювиальные вееры at the mountain front, a notable example being the Ланнемезан alluvial fan. Another important consequence of the uplifting was пенепланация. Several peneplanation levels have been found on very different heights (3000 to 2000 m in the Axial Zone, close to a 1000 m in the Pays de Sault, near 400 m in the Agly massif and at 100 m in the Corbières). They generally become lower in the east, with several uplifts towards the end of the Oligocene, towards the end of the Miocene (Pontian peneplanation), and towards the end of the Pliocene (Villafranchian peneplanation).

Неоген sediments have been preserved in the Pyrenees mainly in small грабенс close to the Mediterranean (near Сердань ). The grabens have also repeatedly been flooded by the Mediterranean, examples being the graben near Ampurdan and grabens in the Руссильон containing a Pliocene fauna. These extensional structures most likely owe their existence to renewed movements on Variscan fractures. The very young volcanic area near Олот probably has a similar cause.

Ossoue glacier and Pic Montferrat in the Vignemale массив

Вовремя Четвертичный, the Pyrenees experienced several оледенения, but of far less intensity than for example in the Alps. Большой ледники advanced through the valleys of the Gave d'Ossau, Gave de Pau, Garonne, and Арьеж on the French northern side. Today about 20 smaller true glaciers as well as cirques and glacier remnants subsist (examples are the Aneto glacier, the Ossoue glacier в Vignemale massif and glaciers on Maladeta and Monte Perdido). All these glaciers have undergone a large retreat since 1850 due to глобальное потепление. The total glaciated surface area amounted to 45 km2 in 1870, whereas in 2005 a mere 5 km2 were left.

Geodynamic evolution

The Pyrenees have experienced a very long geological evolution with multiple орогенез. Неопротерозойский crustal remains (Canigou, Agly) hint at possible Cadomian домены. Indications for Каледонский movements are somewhat clearer (conglomerates and volcanic rocks in the Ordovician). During the Variscan orogeny in the Pennsylvanian, the Axial Zone and the South Pyrenean Zone became an integral part of what was to become the microcontinent Iberia. The Sierras Marginales were part of the Ebro Block, a northeastern section of Iberia. The appartenance of the North Pyrenean Zone is still uncertain, but the Subpyrenean Zone certainly formed part of the microcontinent Аквитания. Iberia and Aquitania were on the south side of the South Variscan Thrust and therefore constituted the foreland of the Variscan orogen. Both microcontinents had originated from Гондвана 's northern margin.

At the close of the Variscan orogeny, Iberia was still connected to northwestern France (the Армориканский массив ) and most likely was a northwestern prolongation of Aquitania. Its later movements were vital to the alpine cycle of the Pyrenean orogeny. This is accepted by most geologists, yet the details of Iberia's movements are still uncertain.

Вовремя Верхняя юра, а трещина was propagating from the spreading Central Atlantic along the continental margin of northwestern France towards Аквитания. This happened probably as early as the Титонский. As a consequence, the rift wedged Iberia southward and separated it from the Armorican Massif. In the wake, the continental crust was thinned and eventually океаническая кора was beginning to form in the Middle Аптян —the opening of the Бискайский залив was under way. Финал океанизация of the Bay of Biscay was achieved by Сантон /Кампанский times (about 84 million years ago as witnessed by the magnetic polarity chron C 34). Палеомагнитный studies additionally show an anticlockwise 35° rotation of Iberia. The drifting motion of Iberia had taken up the entire Lower Cretaceous. Due to the rotational motion, the northeastern edge of Iberia started to interfere with Aquitania, first creating транстенсиональный pull-aparts along the North Pyrenean Zone in the Middle Альбианский. The crustal thinning associated with the transtensional rifting process led to HT/LP metamorphism in the North Pyrenean Zone, its onset being dated at about 108 million years ago. At the same time, the lherzolites were finally emplaced. The transcurrent motion along the North Pyrenean pull-apart zone was also accompanied by alkaline magmatism that lasted from the Middle Albian to the end of the Коньяк. The slow progression of the metamorphism into the west seems to imply a large sinistral shearing between Iberia and Aquitania, estimated as an offset of about 200 km (the metamorphism reached the Basque Country only about 80 million years ago in the Кампанский ).

К началу Туронский about 90 million years ago, the transtensional regime had finished and was replaced by сжатие. The rifting in the Basquo-Cantabrian, North Pyrenean, and Subpyrenean Basin had stopped and basin inversion set in; tensional faults were then being used as thrusts. This first rather weak compressional phase with very low shortening rates (less than 0.5 mm/year) lasted till the end of the Танетианец. On the Spanish side of the orogen, the first thrust sheets were emplaced (Upper Pedraforca, Bóixols, and Turbón thrust sheets).

В Ilerdian и Cuisian раз (Палеоцен /эоцен boundary, Thanetian/Ипрский, about 55 million years ago), the Pyrenees underwent very strong compression in the upper crust, bringing about the orogen's actual zonation and structural organisation. The orogen was squeezed into an asymmetric fan-like structure due to the aborted subduction of Iberia underneath Aquitania. This is inferred from the behaviour of the Mohorovicic discontinuity, which at the North Pyrenean Fault abruptly jumps from 30 to 50 km depth. Этот Pyrenean Main Phase lasted till about 47 million years ago (beginning of the Лютециан ), showing high shortening rates of 4.0 to 4.4 mm/year and emplacing for example the Lower Pedraforca and the Montsec thrust sheets.[7]

После Pyrenean Main Phase, other compressional deformational phases followed during the Олигоцен и Плиоцен. Поскольку Неоген, the orogen exhibits post-kinematic collapse (graben structures at its eastern end, volcanism near Olot) associated with the extension of the Golfe de Lion and the opening of the Valencia Trough. The orogen still undergoes strong erosion (since the Eocene), isostatic movements, post-kinematic extension, and even renewed compression (in the western Pyrenees) that can cause medium-sized землетрясения (a magnitude 5,1 earthquake near Arudy в 1980 г.[8] avec une magnitude de 5,1, près summary]) and a magnitude 5,0 earthquake in 2006 near Лурдес[9] and other historic earthquakes which even destroyed parts of villages, e.g. a magnitude ≥ 6,0 earthquake near Аретта in 1967, where 40% of the buildings were damaged and the church steeple collapsed).

Structural interpretations

The aforementioned asymmetric fan-like, flower-like structural organisation of the Pyrenean orogen has so far been interpreted as follows:[10]

  • as a near-vertical collisional structure with the thrust-faults rooted in vertical faults.
  • as an allochthonous orogen, with Iberia thrust over the Eurasian plate, i.e. Аквитания.
  • as an allochthonous orogen, with Aquitania having overridden Iberia. The vertical faults are presumed to flatten at depth.

Current opinions favour Iberia subducting beneath Aquitania; this interpretation seems to be supported by the results of deep seismic (ECORS)[11] and magnetotelluric profiling [12] across the orogen.

Estimates of the overall shortening across the Pyrenean orogen are mostly between 100 and 150 km. Using the ECORS-data Muñoz (1992) arrives at 147 km of shortening with the subduction of the Iberian middle and lower crust taking up around 110 km.[13] Further interpretations of the ECORS-data led to the recognition of a 50 km thick Iberian crust that was subducting beneath the 30 km thick Aquitanian crust. As a consequence, a low-angle intracrustal detachment level formed at 15 km depth, above the subducting middle and lower Iberian crust. Along this detachment, the rocks now making up the Axial Zone, the South Pyrenean Zone, and the Sierras Marginales were gliding southward and gradually ramping up to the surface. With continuing constriction, the Axial Zone buckled up into a south-directed antiformal stack. Towards the end of the subduction, a backthrust initiated near the actual trace of the North Pyrenean Fault, which was cutting upward into the Aquitanian crust by utilising its previously thinned, faulted nature. When the subduction process was finally blocked, parts of the northern Axial Zone and the North Pyrenean Zone with lower crustal fragments and lherzolites sandwiched in between were pushed back northward over the Subpyrenean Zone.

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Boillot, G & Capdevila, R (1977). The Pyrenees: subduction and collision? Планета Земля. Soc. Lett. 35:151–160.
  2. ^ Choukroune, P (1992). Tectonic evolution of the Pyrenees. Анну. Преподобный "Планета Земля". Sci. 20:143–158
  3. ^ Vergés, J & Muñoz, JA (1990). Thrust sequence in the southern central Pyrenees. Бык. Soc. Géol. Франция. 8:265–271.
  4. ^ Vergés, J (1999). Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica en 3D., Servei Geològic, Monografia Tècnica, 7, 192 pp. (на каталонском)
  5. ^ Cocherie, A et al. (2005). Циркон U-Pb (ID-TIMS и SHRIMP) свидетельствует о раннем ордовикском проникновении метагранитов в позднепротерозойскую группу Канавей в Пиренеях и Нуарской горе (Франция). Bulletin de la Société Géologique de France, 176:269–282 (резюме ).
  6. ^ Vissers, RLM (1992). Variscan extension in the Pyrenees. Тектоника, 11:1369–1384 (резюме, ревю ).
  7. ^ Vergés, J. et al. (2002). The Pyrenean orogen: pre–, syn– and postcollisional evolution. In: Rosenbaum, G. and Lister, GS. (2002). Reconstruction of the evolution of the Alpine-Himalayan Orogen. Журнал виртуального исследователя, 8:55–74.
  8. ^ Courjault-Radé P, Darrozes J, & Gaillot P. (2009). The M = 5.1 1980 Arudy earthquake sequence (western Pyrenees, France): a revisited multi-scale integrated seismologic, geomorphologic and tectonic investigation. International Journal of Earth Sciences. 98(7):1705–1719. (резюме )
  9. ^ Sylvander M, Souriau A., Rigo A., Tocheport A., Toutain J.-P., Ponsolles C. and Benahmed S. (2008). The 2006 November, M L = 5.0 earthquake near Lourdes (France): new evidence for NS extension across the Pyrenees. Международный геофизический журнал. 175(2):649–664.
  10. ^ Banda E & Wickham SM. (1986). The geological evolution of the Pyrenees. Тектонофизика, 129(1–4), 381 pp.
  11. ^ Choukroune, P. et al. (1990). Major Hercynian thrusts along the ECORS Pyrenees and Biscay lines. Бык. Soc. Géol. Сер. 8(6):313–320 (резюме ).
  12. ^ Pous, J, Ledo JJ, Queralt P, and Muñoz JA. (1995). Constraints on the Deep Structure of the Pyrenees, 8(4):395–400. Смотрите также New geophysical constrains on the deep structure of the Pyrenees, Письма о геофизических исследованиях 27:1037–1040, 2000.
  13. ^ Muñoz, JA (1992): Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal balanced cross section. В: Thrust Tectonics (KR McClay, Ed.). Chapman & Hall, London; 235–246. резюме ).

Источники

  • Alvarado M (1980): Introducción a la Geología general de España. Boletin Geológico y Minero. T(XCI-I):1–65. (на испанском)
  • Auboin J, Debelmas J, & Latreille M (1980): Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys. Mémoire de BRGM. N° 115. ISBN  2-7159-5019-5. (На французском)
  • Chantraine J, Autran A, Cavelier C, et al. (1996): Carte géologique de la France au millionième. Éditions BRGM. Service Géologique National. ISBN  2-7159-2128-4. (На французском)
  • Choukroune P, Mattauer M, & Rios M (1980): Estructura de los Pirineos. Boletin Geológico y Minero. T(XCI-I):213–248. (на испанском)
  • Debourle A & Deloffre R (1976): Pyrénées Occidentales – Béarn, Pays Basque. Guides géologiques régionaux. Массон. ISBN  2-225-44132-4. (На французском)
  • Hall CA (): France: Spain: Pyrenees. В: Encyclopedia of European and Asian Geology, by EM Moores & RW Fairbridge.
  • Jaffrezo M (1997): Pyrénées Orientales – Corbières. Guides géologiques régionaux. Массон. ISBN  2-225-47290-4. (На французском)
  • Mirouse R (1980): Introducción a la geología del pirineo. Boletin Geológico y Minero. T. XCI-I:91–106. (на испанском)
  • Mirouse R (1995): Pyrénées – Géologie. Contribution in Encyclopdia Universalis. ISBN  2-85229-290-4. (На французском)
  • Vergés J (1999): Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica en 3D. Servei Geològic, Monografia Tècnica, нет. 7, 192pp. (in Catalan with summary in English): https://www.dropbox.com/s/8blotx2at0qwaxr/Verges_1993.pdf