La cuenca de Aquitania es la segunda más grande del Mesozoico y Cenozoico cuenca sedimentaria en Francia después de la cuenca de París , que ocupa una gran parte del cuadrante suroeste del país. Su superficie es de 66.000 km 2 en tierra. Se formó en el sótano de Variscan que fue peneplantado durante el Pérmico y luego comenzó a hundirse en el Triásico temprano . El basamento está cubierto en la Cuenca Parentis y en la Cuenca Subpirenaica, ambas subcuencas de la Cuenca principal de Aquitania, por 11.000 m de sedimento.
Cuenca de Aquitania | |
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Coordenadas | 44 ° 16'N 0 ° 10'W / 44,267 ° N 0,167 ° WCoordenadas : 44 ° 16'N 0 ° 10'W / 44,267 ° N 0,167 ° W |
Etimología | Aquitania |
País | Francia |
Estado (s) | Nouvelle-Aquitaine , Occitanie |
Ciudades | Burdeos , Toulouse , Bayona , Pau |
Caracteristicas | |
On / Offshore | En tierra |
Límites | Macizo Armórico , Cuenca de París , Macizo Central , Pirineos , Océano Atlántico |
Parte de | Cuencas de antepaís pirenaicos |
Área | 66.000 km 2 (25.000 millas cuadradas) |
Hidrología | |
Río (s) | Garona |
Lago (s) | Lac d'Hourtin-Carcans , Étang de Cazaux et de Sanguinet |
Geología | |
Tipo de lavabo | Cuenca de Foreland |
Lámina | eurasiático |
Orogénesis | alpino |
Edad | Triásico temprano - Holoceno |
Estratigrafía | Estratigrafía |
Campos) | Parentis , Cazaux , Lavergne (aceite) Lacq , Meillon , Saint-Marcet (gas) |
Geografía
La cuenca de Aquitania, que lleva el nombre de la región francesa de Aquitania , tiene aproximadamente la forma de un embudo con su abertura apuntando hacia el Océano Atlántico . Aquí se encuentra durante 330 km con la línea costera atlántica recta, más o menos de norte a sur, pero continúa mar adentro hasta el talud continental . Al sur, está delimitado en 350 km por los Pirineos de tendencia oeste-noroeste-este-sureste . En el sureste, la cuenca llega a la Seuil de Naurouze (también llamada Seuil du Lauragais ) entre la Montagne Noire en su lado norte y la cordillera Mouthoumet en el sur. Justo al oeste de Narbona , la cuenca está dominada por los empujes pirenaicos . El límite noreste de la cuenca está formado por los afloramientos arqueados del basamento del Macizo Central . A través de la Seuil du Poitou de 100 km de ancho en el noreste, la cuenca está conectada con la cuenca de París . En el extremo norte, la cuenca colinda con el sótano varisco orientado de este a oeste de la Vendée , la parte más meridional del macizo Armórico .
Estructura de la cuenca
La cuenca de Aquitania es una cuenca de antepaís muy asimétrica . Alcanza su parte más profunda de 11 km justo delante del empuje pirenaico septentrional .
La isóbata de 2.000 m sigue más o menos el curso del río Garona y divide la cuenca en una plataforma norte relativamente poco profunda, la llamada meseta de Aquitania , y en una región sur mucho más profunda y estrechamente plegada. La plataforma tabular en el norte contiene solo una sucesión sedimentaria muy reducida que es suavemente ondulada y ocasionalmente con fallas . La intensidad de plegamiento en la región sur aumenta constantemente hacia el sur, las estructuras se complican aún más por el diapirismo salino superpuesto .
Esta subdivisión estructural algo simplificada se complica por la Cuenca de Parentis que se extiende hacia el Atlántico. La cuenca de Parentis está situada en el Golfe de Gascogne y también alcanza una profundidad de 11 km; es una cuenca simétrica orientada de este a oeste y llega a la costa cerca de Arcachon . Esta subcuenca está sustentada en su extremo occidental por una corteza oceánica fechada entre 100 y 95 millones de años AP ( cenomaniano ). Está delimitado por fallas de llaves dextrales (posibles fallas de transformación ) y probablemente representa una cuenca de separación .
Estratigrafía
(Nota: Se considera que las cuencas Permo-Triásicas como la Cuenca Brive y la Cuenca Grésigne pertenecen al sótano del Macizo Central).
Se han llevado a cabo investigaciones estructurales y sedimentológicas de la cuenca en más de 70 pozos perforados que encontraron el basamento Variscan a veces por debajo de 6.000 m de cobertura sedimentaria.
La evolución sedimentaria en la Cuenca de Aquitania comienza en el Triásico Inferior cerca del Empuje de los Pirineos Septentrionales. A partir de aquí, lentamente comenzó a extenderse más al norte.
Triásico
La sedimentación comenzó en el extremo sur de la cuenca de Aquitania durante el Triásico Inferior con areniscas y lutitas coloreadas , seguida durante el Triásico Medio por calizas dolomíticas , estratos evaporíticos y lutitas coloreadas. Durante el Triásico Superior continuaron precipitándose evaporitas, coronadas por coladas de lava ofíticas ( doleritas y toleitas ). Las evaporitas se activaron posteriormente como diapiros durante la orogenia pirenaica y las lutitas sirvieron como horizontes de decollement a lo largo de los cuales se exprimieron los sedimentos del Triásico hacia el norte hasta la línea Arcachon- Toulouse .
Los sedimentos son típicamente de carácter germanotipo , es decir, muy similares a la sucesión del Triásico en Alemania . En el norte de la meseta de Aquitania, solo se conserva un Triásico Superior continental. En el sur, los sedimentos son marinos y muestran su pleno desarrollo. La transgresión marina del Triásico probablemente invadió la cuenca sur de Aquitania desde el sureste o desde el sur (desde el Tetis ) a través de la región pirenaica entonces todavía inmersa. Los sedimentos indican un ambiente marino poco profundo restringido con períodos de secado que crearon evaporitas. Los sedimentos del Triásico pueden alcanzar un espesor máximo de 1.000 my llegar tan al norte como la línea estuario del Garona - Brive .
jurásico
El ciclo jurásico completamente marino se puede subdividir en siete secuencias de segundo orden limitadas por discordancias , tres en Lias , dos en Dogger y dos en Malm :
- Secuencia Hettangiano-Sinemuriana.
- Secuencia Lotaringio-Carixiano-Domeriano (Sinemuriano Superior-Pliensbachiano).
- Secuencia toarciano-aaleniana.
- Secuencia bajociano-batoniana inferior.
- Secuencia Bathoniano-Calloviano medio.
- Secuencia oxfordiano-secuano (oxfordiano-kimmeridgiano inferior).
- Secuencia kimmeridgiana-portlandiana (kimmeridgiana-tithoniana).
El ciclo jurásico completo solo se conserva en el Quercy ; más al sur, por ejemplo, en la cuenca subpirenaica, el ciclo tiene muchos huecos.
Lias
La secuencia basal Hettangiano- Sinemuriana es completamente transgresora sobre rocas de basamento o sedimentos Permo-Triásicos. En ese momento, los primeros sedimentos marinos abiertos (aunque bastante pobres en fósiles) se estaban depositando en la cuenca de Aquitania. La Transgresión de Lias , como también se le llama, comenzó a invadir toda Aquitania durante el Sinemuriano , caracterizada por sedimentos calcáreos-dolomíticos, parcialmente oolíticos . A pesar de las menores regresiones durante el Pliensbachiano hacia el final de Lias y al comienzo del Dogger, el mar había sobrepuesto las rocas del basamento del Macizo Central y la Vendée occidental (alcanzando los límites actuales) en 30 km. En la meseta de Aquitania en el norte, se construyó una plataforma interior tan al sur como la línea La Rochelle - Angoulême - Périgueux - Figeac . En esta plataforma, los sedimentos de transgresión generalmente detríticos del Hettangiano normalmente comprenden un conglomerado de base , arcosas y capas bastante gruesas de arena y lodo-piedras ricas en material vegetal. El resto del Hettangiano está formado por sedimentos marinos depositados en un ambiente restringido ( lagunar ) que evoluciona hacia una facies lacustre (lutitas verdes, margas coloreadas, calizas dolomíticas y calizas laminares ricas en fósiles enanos y capas intermedias evaporíticas). Los sedimentos del Sinemurian son nuevamente completamente marinos y llevan una fauna pelágica (calizas de bandas suaves y calizas litográficas duras). Al final del Sinemurian, se produjo una regresión repentina, formando terrenos duros .
La segunda secuencia de Lias nuevamente es transgresora marina y comienza durante el Lotaringio / Carixiano Inferior . Los sedimentos pueden estar bien datados por ammonites - ( Arietites , Oxynoticeras , Deroceras y Uptonia jamesoni ). Son principalmente calcáreos y ricos en granos de cuarzo y guijarros de Sinemuriano reelaborado. El Carixiano superior consiste en capas de piedra caliza margosa muy fosilífera ( Aegoceras capricornu ) intercaladas con margas grises. Estos son seguidos por margas portadoras de amonites ( Amaltheus margaritatus ) y ostras ( Gryphaea cymbium ) que indican un entorno de plataforma abierto al océano Atlántico en expansión. Durante el Bajo Domeriano, se rompe por primera vez una conexión con la cuenca de París a través de la Seuil du Poitou y también con el mar Jurásico del sureste de Francia a través del Détroit de Rodez y el Détroit de Carcassonne . Durante el Alto Domeriano, se inicia otra regresión que deja calizas arenosas muy ricas en fósiles ( Pleuroceras spinatum , Pecten aequivalvis ). Estas rocas de facies litorales pueden transformarse en oolitas ricas en hierro a lo largo de sus márgenes. La secuencia termina de nuevo con suelos duros.
La tercera y última secuencia de Lias se establece durante el Toarcio Inferior sin ningún depósito detrítico en su base, los sedimentos son margas negras que contienen amonita (con Harpoceras falciferum e Hildoceras bifrons ). Hacia el final del Toarcian y el comienzo del Aalenian , los sedimentos se convierten en calizas arenosas indicando otra regresión. Entrelazados con estas calizas arenosas hay criaderos de ostras, oolita de hierro y capas de yeso ; contienen amonitas como Pleydellia aalensis y Leioceras opalinum . La secuencia termina con una discordancia erosiva.
En la parte sur de la cuenca de Aquitania, la deposición evaporítica (incluidas las capas de anhidrita ) iniciada en el Triásico continúa a través del Lias; alcanza un espesor de hasta 500 m.
Dogger
El Dogger alcanza un espesor máximo de unos 300 m a lo largo de una zona de tendencia norte-sur que va desde Angulema hasta Tarbes . A lo largo de esta zona, los arrecifes comenzaron a crecer, dividiendo la cuenca de Aquitania en dos dominios de facies principales. Los complejos de arrecifes prominentes están situados al este de Angulema, al noroeste de Périgueux y al este de Pau . Los arrecifes están asociados con oolitas calcáreas y marcan una zona de alta energía. En el dominio de plataforma poco profundo al este de los arrecifes, se depositaron calizas neríticas en el norte y dolomitas en el sur; en el Quercy se formaron incluso calizas supratidales que contenían lignito . En el dominio occidental abierto hacia el Atlántico, los sedimentos pelágicos están formados por margas calcáreas con ammonites muy ricas en microfósiles filamentosos ( briozoos ).
La primera secuencia en Dogger (nota: las secuencias solo se distinguen en el dominio de plataforma oriental) comienza a transgredir en un entorno restringido durante el Bajocian con dolomita . En algunos lugares, Aalenian se reelabora. El batoniano es calcáreo en el noreste, mientras que en el sureste mantiene su carácter dolomítico. El final de la secuencia en el Bathoniano inferior muestra tendencias regresivas con lignitos, brechas y fósiles lacustres en el Quercy. No se encuentran amonitas en el dominio oriental hasta el Kimmeridgiano, una gran desventaja para los propósitos correctos de datación.
Mientras tanto, el reino pirenaico se caracteriza por un largo paréntesis.
La segunda secuencia en el Dogger comienza en el Bathoniano medio con calizas lacustres y en lugares con detritos con brechas. A esto le siguen las calizas neríticas precipitadas en condiciones de calma. Sin embargo, en el sur se siguen depositando dolomías. La secuencia termina en el Calloviano con depósitos de facies de borde litoral.
Malm
La facies que divide la zona de arrecifes persiste en Malm . En el dominio occidental se depositaron inicialmente margas y calizas portadoras de ammonites , mientras que en el dominio oriental los sedimentos son dolomías calcáreas. El retroceso del mar Jurásico se hizo patente durante el Tithoniano tardío con dolomitas y brechas en la cuenca del Adour , evaporitas en la Charente , sedimentos extremadamente litorales en el Quercy, calizas lacustres en la cuenca Parentis y anhidritas en el Gers . Las vías marítimas que se habían abierto en Lias volvieron a cerrarse y un solo arrecife persistió en el Périgord en La Tour-Blanche . Al final, el mar se retiró al sur del río Garona.
En el Oxfordiano Inferior , la primera secuencia del Malm parece seguir al Calloviano sin una ruptura distintiva. Sin embargo, las calizas celulares y las brechas indican la reelaboración de los sedimentos (este fue ciertamente el caso en las Grands Causses más al este). Durante el Oxford Medio y Alto, se depositan calizas marinas que incorporan arrecifes ocasionales. Los sedimentos del Bajo Kimmeridgiano están sedimentados cerca de la costa, tienen ostras, erizos y marcas de ondas .
La segunda secuencia del Malm comienza en el Alto Kimmeridgiano, solo en algunos lugares muestra rasgos regresivos, sin embargo el carácter sedimentario cambia. Se establecen brechas y los sedimentos también muestran reelaboraciones sinedimentarias; periódicamente comienzan a formarse calizas y margas intercaladas que llevan horizontes de lignito. Los sedimentos pueden estar fechados por los ammonites Aulacostephanus y Aspidoceras orthocera . Este entorno depositacional fuertemente perturbado con una coexistencia de facies marinas abiertas y fangos depositados en condiciones reductoras en un entorno restrictivo parece coincidir con una primera individualización sedimentaria del ámbito pirenaico. El evento ha recibido su nombre Virgulian de la ostra Exogyra virgula . Durante el Tithoniano, la contracción de la cuenca se hizo aún más evidente, solo para terminar en una retirada casi completa del mar de la meseta de Aquitania antes del cierre del Tithonian (el sur no se ve afectado por esto). Durante el Tithoniano, se desarrollan oolitas calcáreas con hierro intercaladas con margas, así como depósitos de dolomita y facies fronterizas, fechados por Gravesia portlandicum .
Cretácico Inferior
En comparación con el Jurásico, el Cretácico tiene secuencias menos pronunciadas. Los sedimentos del Cretácico Inferior se limitan a cerca de los Pirineos. Lo más probable es que el intercambio de masas de agua oceánica fuera mejor hacia el reino de Tethyan que hacia el Atlántico.
La sedimentación aumentó nuevamente después de una pausa más prolongada en el Cretácico Inferior, pero solo en dos lugares: la cuenca de Parentis y la cuenca de Adour. Ambas subcuencas manifiestan un enorme hundimiento . Durante el Cretácico Inferior, la Cuenca de Parentis recibió 2.000 m de sedimentos y la Cuenca del Adour 4.000 m. Mientras tanto, el resto de la cuenca de Aquitania está sometido a una fuerte erosión.
Los primeros depósitos en las dos subcuencas fueron sedimentos litorales en la facies de Wealden , principalmente areniscas y lutitas. Durante el Barremiano , se precipitaron carbonatos marinos de aguas poco profundas, que se transformaron en sedimentos detríticos en la cuenca norteña de Parentis. Cerca de Lacq , cambian a anhidritas lagunarias. En el Aptiano superior , las facies urgonianas formadoras de arrecifes se establecieron en ambas subcuencas: calizas fosilíferas compuestas por algas , pólipos coralinos y rudistas . La facies urgoniana rodea completamente la cuenca de Parentis y persiste en el Albiano.
Desde el inicio del Albiano , fuertes movimientos halocinéticos afectan la cuenca sur de Aquitania y, a su vez, influyen profundamente en los patrones de sedimentación. Como resultado, se desprenden brechas, conglomerados gruesos y turbiditas . En la Cuenca de Parentis, se desarrolla una inconformidad clara . Al mismo tiempo, los sedimentos en la meseta de Aquitania más al norte se pliegan en suaves trenes de ondas después del impacto de Hercynian (noroeste-sureste). Todos estos movimientos están correlacionados con los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos occidentales. Hacia el final del Albiano, el nivel del mar está subiendo y, en consecuencia, los arrecifes calcáreos de Urgonian están cubiertos de barro.
Cretácico superior
La transgresión que comenzó a finales del Albiano se extendió rápidamente hacia el norte durante el Cenomaniano . En la parte norte de la cuenca de Aquitania, el mar Cenomaniano recuperó casi las mismas áreas que habían sido ocupadas por el mar Jurásico; en el este, sin embargo, sólo llegaba a la línea Brive- Cahors -Agen- Muret -Carcassonne. La región del empuje pirenaico septentrional formado más tarde es un límite de facies decisivo en este momento: al norte, la sedimentación de la plataforma continuó, pero al sur se desarrollaron cuencas que se hundieron rápidamente en las que se vertieron sedimentos de flysch (y parcialmente también brechas de wildflysch ) del reino pirenaico . Cerca de Saint-Gaudens , los sedimentos del flysch incluso están acompañados de rocas volcánicas: traquitas y lavas ultrabásicas . La sedimentación en las cuencas del flysch durante el Turoniano y durante el Coniaciano es muy inestable. La sedimentación del flysch continúa luego a lo largo del Cretácico Superior, principalmente se colocaron areniscas intercaladas y lutitas con algunas capas carbonáceas. Hacia el final del Cretácico superior, hay signos del comienzo de una regresión y el mar se retira antes del límite K / T. En la cuenca subpirenaica cerca de los Petits Pyrénées , el mar persiste hasta el Paleoceno más bajo ( Danio ).
En el resto de la cuenca de Aquitania, calizas principalmente pelágicas ( tiza facies) se sedimentan durante el cretáceo superior, incluyendo las localidades tipo para el Coniaciano , Santoniano , y Campanian en el Charente.
En el borde norte de la cuenca, se desarrollan facies costeras más diferenciadas. En el norte, el Cenomaniano se compone de tres ciclos sedimentarios (de joven a viejo):
- Un ciclo superior con tendencias regresivas. En el noroeste, se depositaron calizas arenosas de origen rudista y lutitas margosas de ostras; en el noreste, lutitas y arenas marinas muy poco profundas que contienen yeso.
- Un ciclo medio marino generalmente más profundo con margas. Estos sedimentos se extendieron al Quercy. En el Périgord, las facies litorales y los lignitos se acumularon cerca de los paleoaltos.
- Un ciclo inferior marino poco profundo con arrecifes rudistas en el noroeste y lignitos derivados del continente en el noreste.
El turoniano refleja un período transgresor en el que el mar se extendía por Lot . En este punto, el mar del Cretácico Superior había alcanzado su punto más alto. Esto también coincide con un óptimo climático con temperaturas medias mundiales del agua de mar de alrededor de 24 ° C en comparación con los 13 ° C actuales. El turoniano se puede subdividir en dos partes:
- El llamado Angoumian (llamado así por Angoulême ) en la parte superior. Consiste en calizas rudistas macizas, parcialmente brechadas en su base, seguidas de arenas calcáreas ocre. El resistente angoumiano formó extensos acantilados.
- El así llamado Ligeriano (nombre latino del Macizo Central) en la base: margas calcáreas onduladas.
Hacia el final del Turoniano, el Macizo Central experimentó un levantamiento que se refleja en los sedimentos de la cuenca nororiental de Aquitania como una fuerte entrada de detritos, principalmente arenas en la parte superior del Angoumian.
El coniaciano y el santoniano se expresan como típicas calizas calcáreas en el norte, pero ambas etapas adquieren un carácter más arenoso al este de Périgueux.
El campaniano lo sigue después de una discordancia pronunciada. Las cuencas del flysch del sur comenzaron a expandirse hacia el norte. Cerca de Pau, antes del inicio de la sedimentación del flysch, una erosión muy fuerte eliminó todo el Cretácico Inferior, todo el Jurásico y, a veces, incluso cortó hasta el sótano. Al norte de Pau, el Campaniano es una facies margosa llamada Aturian . En la cuenca norte de Aquitania, los sedimentos se homogeneizan más y se depositan como micritas calcáreas con pedernal totalmente marinas .
Durante el Maastrichtiano , comienza una regresión. Después de la deposición inicial de calizas rudistas bioclásticas y la formación de algunos complejos de arrecifes compuestos por rudistas y corales individuales, el nivel del mar comenzó a descender. El norte de Aquitania se sumergió y el mar se retiró por etapas hacia el sur hasta la línea Arcachon-Toulouse. Al mismo tiempo, el borde norte de la cuenca experimentó otro episodio de plegamiento con pliegues de baja amplitud que golpearon el noroeste-sureste.
Cenozoico
Paleógeno
Durante el Paleoceno , la costa siguió aproximadamente la línea Arcachon-Toulouse. En la zona norte de Aquitania al norte de esta línea, los sedimentos poseen carácter continental: lutitas rojas, arenas y calizas lacustres. El mar hizo un breve avance hacia este dominio y dejó atrás las calizas portadoras de equinidos . En la Zona de Aquitania Central (mitad norte de la cuenca sur), se construyó una plataforma hasta la línea Audignon- Carcassonne. Más al sur, en la zona sur de Aquitania , prevalecieron las condiciones de aguas profundas en el oeste, y se redujeron hacia el este. Los sedimentos en el golfo de Aturio (Golfe Aturién) en el oeste son calizas pelágicas que contienen globigerínidos , operculínidos y alveolínidos . Cerca de las Petits Pirineos, los sedimentos se transforman en facies de aguas poco profundas ricas en madreporians , echinids y operculinids. Más al este, en Ariège y en el macizo de Corbières , los sedimentos se vuelven totalmente continentales y lacustres.
En el Eoceno Inferior ( Ypresiano ), otro período transgresor vio al mar avanzar hacia el norte en el Médoc y al sur de Oléron ; en el sureste llegó incluso a la Montagne Noire. En el golfo de Aturio, se depositaron margas portadoras de Globorotalia , mientras que más al este se formaron margas y calizas ricas en turritella . Las áreas recién inundadas reciben arenas y calizas ricas en alveolínidos y nummulitas . Mientras tanto, las arenas ricas en hierro (en Charente) y la melaza (en Libournais y Agenais ) se sedimentaron en el norte y noreste continental. El área de procedencia de estos depósitos continentales hasta la época de Ypresia Media era principalmente el Macizo Central.
El nivel del mar siguió subiendo durante el Eoceno medio ( luteciano y bartoniano ). El área cubierta por calizas que contienen alveolinidos y nummulitas aumentó, hacia el norte hasta Blaye y Saint-Palais y hacia el este hacia el Agenais. La cuenca subpirenaica se profundizó y al mismo tiempo se llenó de conglomerados traídos del este, los llamados Poudingues de Palassou . Esto marcó el inicio de la elevación del orógeno pirenaico y un cambio en la procedencia detritus del Macizo Central en el norte a los Pirineos en el sur. Los abanicos aluviales fusionados se construyeron hacia el norte en el Castrais . En el flanco norte de los abanicos se formaron lagos que precipitaron calizas lacustres. Los sedimentos detríticos con procedencia del Macizo Central fuertemente erosionado mientras tanto (lodos, arenas, gravas) afectaron luego solo una pequeña zona marginal en el noreste. En el Périgord y en el Quercy, el Sidérolithique acumuló sedimentos ricos en hierro que se asemejan a lateritas, lo que indica un clima subtropical.
Durante el Eoceno Superior ( Priaboniano ), se produjo una regresión. La Cuenca Subpirenaica se llenó completamente con los escombros erosivos de los Pirineos en ascenso. En el Médoc, todavía se estaban colocando margas y calizas con nummulita, pero al este de Burdeos ya aparecieron melazas continentales que se transforman más al sur en formaciones con yeso.
Durante el Oligoceno Inferior ( rupeliano ), persiste un medio marino permanente en el sur con margas y arenas ricas en nummulitas, lamelibranquios y equinidos. Las calizas portadoras de anomiides del sur del Médoc son depósitos lagunarios. Después de un avance de corta duración al inicio de la Chattian con estrella de mar -bearing calizas en el Médoc norte y en el Libournais y con melaza mamífero que devengan en el Agen, el mar hizo un gran retroceso al final del Oligoceno. Esta retirada fue acompañada por movimientos tectónicos que crearon trenes de anticlinales más profundos en la cuenca central y norte de Aquitania. Los abanicos aluviales que transportan escombros que salen de los Pirineos en ascenso alcanzaron el Agenais y alcanzaron su mayor extensión. Empujaron el cinturón circundante de lagos delante de ellos (en direcciones norte) esparciendo así calizas lacustres bien en el Quercy, en las Causses , e incluso en el Macizo Central.
Neógeno
Tras su retirada en el suroeste de las Landas , el mar comenzó a transgredir hacia el norte y el este durante el Mioceno Inferior ( aquitano ). Intercambio de facies marina, litoral y lacustre. Durante una pequeña regresión, cerca de Condom , el Lac de Saucats , se formó un enorme lago en el que precipitaban calizas lacustres grises, el llamado Calcaire gris de l'Agenais . Poco después, el mar alcanzó su punto más alto. Estaba bordeado completamente por depósitos continentales cuyo espesor aumentaba hacia el sureste. Por primera vez, los abanicos aluviales a lo largo del frente pirenaico retrocedieron, el motivo fue un mayor hundimiento frente al orógeno; sin embargo, todavía se extendían tan al norte como el Agenais.
La retirada de los abanicos aluviales también continuó durante el Mioceno Medio ( Langhian y Serravallian ). En consecuencia, la banda lacustre llegó tan al sur como el Armagnac .
El Mioceno Superior ( Tortoniano y Mesiniano ) fue testigo de una drástica retirada del mar hacia el oeste. Este proceso se inició primero en Bordelais y en Bazadais , y terminó con una retirada casi completa de la cuenca. En las áreas dejadas por el mar en el Armagnac, se depositaron arenas y lodos no fosilíferos. Al mismo tiempo, en el norte y en el este, la red fluvial de hoy que drena el Macizo Central ya comenzaba a formarse.
Durante el Plioceno ( Zanclean ), el mar ocupó simplemente una pequeña franja cerca de la Cuenca de Arcachon al sur de Soustons . Se depositaron lutitas arenosas muy ricas en microfauna bentónica . En el resto de la Cuenca de Aquitania se depositaron arenas continentales, las llamadas Sables fauves . Los abanicos aluviales restringieron su actividad a las inmediaciones del frente montañoso pirenaico y crearon los abanicos aluviales de Ger , Orignac - Cieutat y Lannemezan . El sistema de drenaje del Garona ya se parecía más o menos al patrón actual, el río evitaba en la medida de lo posible las acumulaciones de grava del Mioceno y luego seguía entre Toulouse, Agen y Burdeos un graben descendente semanal.
La recalada progresiva de la cuenca de Aquitania procedió desde el noreste y estuvo acompañada de una importante erosión subaérea. Como consecuencia, se excavaron varias penetraciones en las llanuras aluviales detríticas:
- una penillanura del eoceno.
- una penillanura aquitania fuertemente silicificada. Esto está muy bien desarrollado en el Périgord, en el Agenais y en el Quercy.
- una penillanura pliocénica (zanclean), caracterizada por arcillas con grava en la Bordelais y en las Landas.
En la penillanura del plioceno, el sistema de drenaje actual estaba firmemente establecido.
Cuaternario
Las tres últimas glaciaciones del Pleistoceno , Mindel , Riss y Würm, también están documentadas en la cuenca de Aquitania, principalmente por diferentes niveles de terrazas fluviales. Además, entre los fenómenos glaciares se pueden citar los siguientes:
- Rellenos de cuevas. Estos son muy importantes para fechar hallazgos arqueológicos .
- depósitos eólicos. Cubren más de un tercio de la región de Aquitania y se pueden encontrar principalmente en el Médoc y en las Landas. Fueron depositados durante las dos últimas etapas frías de la glaciación de Würm. El cinturón de dunas paralelo a la costa atlántica se formó durante el Holoceno . Contiene la duna más grande de Europa , la Gran Duna de Pyla .
- coluvión enmascarando laderas y cimas de colinas.
- residuos crioclásticos que se arrastran.
El desarrollo del estuario de la Gironda se remonta a unos 20.000 años en el último Würm.
Por último, merecen mención los ricos hallazgos prehistóricos y sus yacimientos en la cuenca de Aquitania, especialmente en el departamento de Dordoña .
Organización estructural y tectónica
Estructuralmente, la cuenca de Aquitania se puede dividir en dos provincias separadas por una zona de falla prominente , la llamada flexión de Aquitania del Norte . Esta zona de falla se extiende desde Arcachon hasta Carcassonne y representa la continuación del talud continental en tierra.
La Provincia del Norte o Meseta de Aquitania forma una región de plataforma continental típica con sedimentación reducida y varios períodos de emersión (durante todo el Cretácico Inferior y durante partes del Cretácico Superior y Cenozoico). El sótano rara vez se encuentra a más de 2.000 m de profundidad. El Triásico y el Jurásico juntos tienen un espesor de sedimento acumulado de 1.000 a 1.700 m. El Cretácico Inferior está completamente ausente y el Cretácico Superior solo alcanza un espesor de varios cientos de metros. El Paleógeno es, si está presente, muy delgado en el norte, pero aumenta de grosor hacia el sur, donde está cubierto por un delgado Neógeno .
En la sección este, se pueden distinguir varias estructuras de baja amplitud que son paralelas a los Pirineos más al sur y golpean oeste-noroeste-este-sureste:
- Sincronización de Quercy.
- Antiforme de Tarn-et-Garonne .
- Castres graben estructura.
- Antiforme de Toulouse.
Generalmente, la Provincia del Norte se caracteriza por estructuras bastante simples (sin y antiformes, trenes plegables de baja amplitud, fallas) que siguen direcciones de ataque herciniano, armónico y varisco. Las estructuras se formaron durante varias fases tectónicas:
- Fase jurásica. Las estructuras resultantes son principalmente de origen sinedimentario y siguen direcciones de impacto variscan. Influyeron profundamente en la distribución de las facies y el estilo transgresor durante el Cretácico Superior.
- Fase Campaniano-Maastrichtiano tardío. Esta fase realzó las estructuras ya formadas en la fase jurásica. Se estaban generando las siguientes cordilleras anticlinales, que corren más o menos paralelas al margen nororiental de la cuenca y se pueden rastrear por más de 200 km (de norte a sur):
- El anticlinal Mareuil-Meyssac . Esta estructura es un anticlinal asimétrico cerca de Mareuil, convirtiéndose en una falla normal de alto desplazamiento entre Terrasson y Meyssac.
- El anticlinal de Périgueux. Esta estructura se puede seguir desde Cognac a través de La Tour-Blanche hasta Périgueux y Saint-Cyprien . Forma un anticlinal típico cerca de La Tour-Blanche. Cerca de Saint-Cyprien, es principalmente una falla normal.
- El anticlinal Oléron- Jonzac - Ribérac - Sauveterre-la-Lemance . Esta estructura es un anticlinal cerca de Jonzac y Sauveterre.
Entre los anticlinales hay sincronismos cerca de Saintes y Sarlat .
- Fase Eoceno-Oligoceno. Se crearon más anticlinales a un nivel más profundo que no son detectables en la superficie:
- Domal ascendentes de impacto noreste-suroeste cerca de Listrac , cerca de Blaye y cerca de Couquèques .
- La deformación ascendente del noroeste-sureste de Sainte-Hélène - Carcans .
- El sinclinal de Burdeos.
- El anticlinal de este a oeste de La Teste - Villagrains - Landiras -Miramont en la Guyenne .
La provincia del sur se caracteriza por las subcuencas profundas de Parentis y Adour con el terreno elevado de Mimizan en el medio. En comparación con la Provincia del Norte, sus sedimentos muestran un aumento pronunciado de espesor (entre 5.000 y 11.500 en total). El Triásico y el Jurásico combinados alcanzan los 2.000-3.000, el Cretácico Inferior 500-1.500 m. El Cretácico Superior puede variar entre 500 y 3000 my incluso el Neógeno alcanza todavía un espesor de casi 1000 m.
Los movimientos tectónicos fueron mucho más complicados en la Provincia Sur, habiendo superpuesto sobre ellos movimientos halocinéticos muy fuertes (diapirismo salino). Una gran parte de las estructuras formadas se oculta bajo detritos pliocuaternarios. Los numerosos pozos de exploración perforados en busca de hidrocarburos y aguas subterráneas ayudaron enormemente a desentrañar estas estructuras. Al igual que en la Provincia del Norte, las estructuras principales son nuevamente trenes de anticlinales paralelos cuya longitud de onda disminuye constantemente acercándose al frente pirenaico. A la inversa, los efectos de los movimientos de la sal se intensifican hacia el sur. Los anticlinales se formaron durante la elevación de los Pirineos durante el Eoceno / Oligoceno. Las estructuras se establecieron en la época del Mioceno. Se pueden distinguir los siguientes anticlinales (de norte a sur):
- Parentis- Bouglon -Agen.
- Mimizan- Roquefort - Créon - Cezans - Lavardens .
- Boos -Audignan- Nogaro .
- Saubrigues - Biarotte - Bastennes - Garlin .
- Peyrehorade - Sainte-Suzanne - Lacq -Pau- Meilhon .
Los movimientos isostáticos durante el Plio-Cuaternario en el borde noreste de la cuenca de Aquitania conducen a una elevación y rejuvenecimiento del sótano peneplained en el Macizo Central. En la propia cuenca de Aquitania, estos movimientos siguen las estructuras de basamento ya existentes y arrastran la inclinación de algunas de las penillanuras pliocénicas. Esto a su vez tiene un fuerte efecto sobre la red hidrográfica, por ejemplo, en las cuencas de drenaje del Garona y Adour, los cursos de los ríos se cambiaron o se abandonaron por completo.
Los movimientos tectónicos todavía están operando en la cuenca de Aquitania en la actualidad: fuertes terremotos en los Pirineos (con pueblos e iglesias destruidos) y temblores algo más leves cerca de la isla de Oléron nos recuerdan este hecho.
Organización tectono-metamórfica del sótano
Según las exploraciones geofísicas , el basamento varisco escondido bajo los sedimentos de la cuenca de Aquitania se puede subdividir en varias zonas tectono-metamórficas de impacto noroeste-sureste (de norte a sur):
- Zona Ligero-arverna . La zona está limitada al sur por la línea Niort- Angoulême- Fumel - Montauban que corre paralela a la Zona de Cizalla Armórica Sur más al norte. Forma la región del núcleo polimetamórfico del orógeno varisco en Europa.
- Zona Armorica del Sur . La zona está delimitada al sur por la línea La Rochelle-Saintes- Chalais y pellizca cerca de Bergerac . Se compone de napas de sótano orientadas hacia el sur de la edad Devónica / Carbonífera .
- Zona norte de Aquitania . Su límite sur es idéntico al Frente de Empuje Varisco Sur (y también al Flexure Norte de Aquitania) y sigue la línea Arcachon-Agen-Toulouse. Está formado por napas de la zona externa del orógeno que fueron empujadas hacia el sur durante el Pensilvania .
- Bloque de Aquitania , también llamado microcontinente Aquitania . Limita al sur con el Frente de Empuje de los Pirineos Septentrionales y es equivalente a la Provincia Sur. Este bloque de antepaís continental ya pertenecía al borde norte de Gondwana .
Profundidades de la discontinuidad de Mohorovicic
La profundidad máxima de la Discontinuidad de Mohorovicic en la Cuenca de Aquitania es de 36 km, siguiendo más o menos el camino del río Garona. Hacia el Macizo Central en el noreste, la discontinuidad se aplana a 30 km. Lo mismo ocurre con la aproximación al borde norte de los Pirineos, aquí la discontinuidad también se encuentra a 30 km de profundidad. En la parte oceánica de la cuenca de Parentis, ya se encuentra a 20 km de profundidad. Esto implica un estiramiento significativo de la corteza continental y el inicio de la oceanización . A modo de comparación, debajo de los Pirineos Centrales, la corteza continental tiene 50 km de espesor.
Entorno geodinámico
Para comprender mejor las sucesiones y estructuras geológicas en la cuenca de Aquitania, es importante considerar el entorno geodinámico más amplio. Dos desarrollos geodinámicos son de primordial importancia para la cuenca:
- La desintegración de Pangea y la historia inicial del Atlántico norte (y, por tanto, del golfo de Vizcaya ).
- Los movimientos del microcontinente Iberia .
En el Triásico Superior ( Carniano ), hace unos 230 millones de años, el supercontinente Pangea comenzó a disolverse lentamente. En el dominio atlántico, la desintegración se inició en la zona del Atlántico central . Ya en el Jurásico Inferior, el proceso de ruptura inicial había dado paso a la etapa de deriva marina. En el Toarciano hace unos 180 millones de años, el Atlántico central se estaba extendiendo y América del Norte , América del Sur y África se estaban separando. En la época calloviana , el Atlántico central era completamente marino. La propagación continuó y gradualmente también comenzó a afectar el dominio del Atlántico norte. Durante el Tithoniano, hace unos 150 millones de años, un brazo de grieta se infiltró a lo largo del margen continental actual del noroeste de Francia. En consecuencia, Iberia, que hasta ahora estaba situada justo debajo del Macizo Armórico ( Bretaña ), estaba encajada hacia el sur. Esto le dio al Atlántico la oportunidad de llegar directamente a la cuenca de Aquitania por primera vez. A raíz de la deriva de Iberia hacia el sur durante el Cretácico Inferior, se abrió el Golfo de Vizcaya. El microcontinente Iberia sufrió, además de su movimiento de deriva hacia el sur, un movimiento de rotación en sentido antihorario que finalmente lo puso en estrecho contacto con el sur de Francia (reflejado en los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos durante el Albiano ; también documentado por metamorfismos en los Pirineos fechados entre 108 y 93). hace millones de años y por la transgresión del mar Cenomaniano ). La colisión final ocurrió durante el Eoceno / Oligoceno elevando la cadena montañosa y sometiéndola al mismo tiempo a una severa erosión. La fase principal del levantamiento terminó con el cierre del Aquitanian , seguida principalmente por movimientos isostáticos que se prolongan hasta el día de hoy.
Megasecuencias
Tomando como punto de referencia el inicio del rifting en el Golfo de Vizcaya durante el Titoniano, la evolución geodinámica de la Cuenca de Aquitania se puede subdividir en cuatro megasecuencias (algo simplificadas):
- Megasecuencia previa a la deriva. Triásico hasta Jurásico superior. Principalmente sedimentos clásticos y carbonatos seguidos de espesas evaporitas durante el Triásico; carbonatos de estantería durante el Jurásico.
- Megasecuencia de sincronismo. Cretácico Inferior (Titoniano hasta Albiano). El golfo de Vizcaya se abrió y quedó parcialmente cubierto por la corteza oceánica . Durante el Neocomiano se formaron clásticos y carbonatos no marinos y marinos poco profundos, seguidos de carbonatos de plataforma gruesa durante el Aptiano y el Albiano. La megasecuencia termina en el Cenomaniano con tectónica de inversión a lo largo de fallas tensionales preexistentes.
- Megasecuencia postrift. Cenomaniano hasta el Paleoceno. Los movimientos sinistrales de Iberia en relación con Francia crearon varias subcuencas transtensionales (estructuras de separación). Sedimentación de turbiditas en el sur.
- Megasecuencia de cuenca de antepaís. Eoceno hasta reciente. La colisión de Iberia con Francia en el Eoceno puso fin a la tectónica transtensional. El orógeno ascendente de los Pirineos arrojó sedimentos de flysch durante el Eoceno y melaza durante el Mioceno en la cuenca del antepaís.
Recursos
Hidrocarburos
Entre los numerosos recursos de la cuenca de Aquitania, los hidrocarburos , el petróleo y el gas, son sin duda de suma importancia para la economía francesa. Las fuentes principales se encuentran en las siguientes subcuencas del Cretácico Inferior:
- En la Cuenca de Parentis . El aceite se encuentra en Parentis , Cazaux y Lavergne . La cuenca de Parentis contiene la mayoría de las reservas de petróleo de la Francia continental.
- En la cuenca del Adour . El gas se encuentra en el campo de gas de Lacq , Meillon y Saint-Marcet . Con sus 220 mil millones de metros cúbicos de gas, la cuenca del Adour almacena prácticamente todas las reservas de gas de Francia.
Las rocas fuente / huésped son calizas y dolomitas del Jurásico (Kimmeridgiano) y del Cretácico Inferior. Las lutitas del Aptiano inferior funcionan como sellos.
Acuíferos de agua subterránea
Los acuíferos de agua subterránea clásicos se encuentran en rocas del Cretácico Superior y Cenozoico de Bordelais . Recientemente se ha descubierto un gigantesco acuífero en las arenas del Eoceno cerca de Lussagnet, de gran importancia para la región Pau-Toulouse.
Otros recursos
Otros recursos notables incluyen:
- Arcillas y lutitas . Son la materia prima de innumerables fábricas de tejas y ladrillos (fabricación de tejas, ladrillos, terracota, etc.). Los horizontes se encuentran principalmente en el Toarciano, en el Eoceno (Luteciano), en el Oligoceno y en el Mioceno (Aquitanio, Burdigaliano, Langhiano y Tortoniano ).
- Caolinita . Esta es la materia prima para la fabricación de porcelana . Se encuentra principalmente en bolsas residuales del Eoceno que llenan depresiones y cuevas en desarrollos kársticos del Cretácico Superior . Por ejemplo, cerca de Les Eyzies .
- Turba . Horizontes pleistoceno y holoceno en el Médoc (estuario de la Gironda).
- Lignito . En el Cenomaniano de los Sarladais ; Los depósitos del Mioceno superior / Plioceno en las Landas se extraen a cielo abierto cerca de Arjuzanx .
- Bauxita . En bolsas kársticas jurásicas entre Pech y Lavelanet . Económicamente inviable.
- Hierro . Contenido dentro del Sidérolithique del Eoceno, principalmente en el Périgord y en el Quercy. Económicamente ya no es viable.
- Metales . Principalmente mineralizaciones de plomo - zinc que se producen en el sinemuriano basal. Se encuentra en Charente y cerca de Figeac, pero económicamente ya no es viable.
- Madera . Los grandes bosques de las Landas y Dordoña constituyen la base de una industria diversificada (leña para centrales eléctricas y uso privado, carbón vegetal , paletas, madera, industria del mueble, etc.).
- Frutas . Ciruelas en el Agenais ( Pruneau d'Agen ).
- Vino . En la cuenca de Aquitania se cultivan vinos de fama mundial como el coñac, burdeos, armañac, chalosse y bearn .
Conclusiones
La organización estructural y, por tanto, sedimentaria en la cuenca de Aquitania fue finalmente influenciada por dos factores principales:
- Por herencia estructural del sótano Variscan.
- Por la evolución del orógeno pirenaico.
La fuerte zonificación tectono-metamórfica que golpea el noroeste-sureste en el sótano ha influido profundamente en la evolución estructural y sedimentaria de la cuenca de Aquitania. La misma dirección herciniana también es seguida por el borde continental del noroeste de Francia que se formó durante la evolución del Golfo de Vizcaya. El borde continental encuentra su prolongación en la cuenca subpirenaica superprofunda . En esta dirección también se dispone el sistema de cordilleras anticlinales que afectan a la cubierta sedimentaria. La prominente Zona de Cizalla de Armórica del Sur más al norte también golpea al noroeste-sureste, pero además tiene un movimiento desgarrador dextral distinto. Al igual que la zona de cizallamiento del sur de Armórica, las crestas anticlinales también se ven afectadas por movimientos de cizallamiento similares y no son de origen puramente compresivo. Incluso la cuenca de París está delimitada por estas zonas de cizallamiento dextral transtensional y, por lo tanto, puede interpretarse como una cuenca de separación orientada de este a oeste. En el contexto de la apertura del golfo de Vizcaya, la cuenca de Parentis puede considerarse además como un intento fallido del Atlántico de penetrar en el interior del continente. La razón de esto es que el movimiento de rotación en sentido antihorario de Iberia bloqueó más fisuras.
Desde el Cenomaniano, la cuenca de Aquitania está bajo la influencia de la orogenia pirenaica con su grano estructural llamativo oeste-noroeste-este-sureste. Asimismo, el orógeno pirenaico tiene no solo un origen compresivo sino también un fuerte componente transtensional, en este caso, sinistral. El orógeno pirenaico ejerció una influencia muy profunda sobre la cuenca de Aquitania hasta el día de hoy, sometiéndola no solo a una compresión más o menos dirigida de norte a sur, sino también a una transtensión. Los efectos fueron de naturaleza penetrante, incluso se pueden apreciar repercusiones tectónicas de la orogenia pirenaica en el margen nororiental de la cuenca en las inmediaciones del Macizo Central.
Referencias
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