Los Pirineos son una larga 430 kilómetros de longitud, aproximadamente de este a oeste sorprendente , cadena montañosa que divide intracontinentales Francia, España y Andorra . [1] El cinturón tiene una evolución geológica policíclica extendida que se remonta al Precámbrico . La configuración actual de la cadena se debe a la colisión entre el microcontinente Iberia y el promontorio suroeste de la Placa Europea (es decir, el sur de Francia). Los dos continentes se acercaban desde el inicio del Cretácico Superior ( Albiano / Cenomaniano) hace unos 100 millones de años y, en consecuencia, colisionaron durante el Paleógeno ( Eoceno / Oligoceno ) hace 55 a 25 millones de años. Después de su levantamiento, la cadena experimentó una intensa erosión y reajustes isostáticos . Una sección transversal a través de la cadena muestra una estructura asimétrica en forma de flor con caídas más pronunciadas en el lado francés. Los Pirineos no son únicamente el resultado de fuerzas compresivas , sino que también muestran un importante cizallamiento sinistral .
Disposición geográfica
Los Pirineos se extienden sensu stricto en dirección oeste-noroeste-este-sureste (N 110) a lo largo de 430 km desde el golfo de Vizcaya en el oeste hasta el Golfe du Lion y el Golf de Roses en el este, con un ancho de rumbo variable. entre 65 y 150 km. Limitan al norte con el Frente Norte Pirineo ( francés: Front nord-pyrénéen , también falla frontal del Pirineo Norte o NPFF ), una falla de empuje importante por la que se han transportado unidades de la Zona Pirineo Norte sobre la Zona Subpirenaica , parte más meridional de la Cuenca de Aquitania , su promontorio norte . Su límite sur es la Falla Frontal de los Pirineos Sur . Aquí, los cortes de empuje de las Sierras Marginales y sus equivalentes laterales se desplazan hacia el sur sobre la Cuenca del Ebro .
Sin embargo, en un sentido más amplio y geológicamente más significativo, los Pirineos continúan más al oeste hacia las montañas vasca y cantábrica (la cadena vasco-cantábrica ). Finalmente desaparecen por la margen continental de Asturias . Del mismo modo, en el este, no solo se desvanecen en el Mediterráneo, sino que siguen su curso a través de las unidades de nappe del macizo de Corbières hacia Bas Languedoc e incluso hacia el sur de Provenza . En su extremo más oriental en la Provenza, las típicas tendencias de los pliegues pirenaicos se superponen con estructuras alpinas para finalmente ser cortadas por el arco de los Alpes occidentales . La cadena pirenaica en el sentido más amplio tiene casi 1000 km de longitud.
Organización estructural del orógeno
Un perfil a través de los Pirineos sensu stricto muestra un arreglo floral en forma de abanico. La estructura es fuertemente asimétrica con un lado norte francés más empinado y estrecho y un lado sur español mucho más ancho y con una inclinación más suave.
El orógeno de doble cara se puede dividir en varias zonas tectónicas, de norte a sur, que están delimitadas por fallas mayores de este a oeste: [2]
- Foreland norte - Cuenca de Aquitania
- Zona subpirenaica o cuenca subpirenaica
- Zona de los Pirineos Septentrionales
- Zona Axial
- Zona sur de los Pirineos
- Sierras Marginales
- Foreland Sur - Cuenca del Ebro
A lo largo del rumbo, el orógeno pirenaico se puede dividir en tres dominios diferenciados: un dominio oriental que va desde el Mediterráneo hasta el río Segre , un dominio central que se extiende desde el río Segre hasta la falla de Pamplona y un dominio occidental más allá de la falla de Pamplona.
Promontorio norte
Zona subpirenaica
La Zona Subpirenaica forma parte geológicamente de la Cuenca de Aquitania, el promontorio norte de los Pirineos, y quedó atrapada en la orogenia pirenaica. La zona fue plegada durante el Eoceno y traspasada escalonadamente por la Zona Pirineo Norte a lo largo del Frente Pirineo Norte. Estos empujes hacia arriba cambian su carácter en el oeste y en el este del orógeno, donde se vuelven como napas , ejemplos de ello son el Bas Adour Nappe en el oeste y el Corbières Nappe en el este. Este último continúa más al este a través de pliegues y cortes tectónicos cerca de Saint-Chinian , a través del pliegue cerca de Montpellier para unirse al South Provence Thrust cerca de Sainte-Baume , que desaparece gradualmente al sur de Brignoles .
Dentro de los Pirineos sensu stricto , la Zona Subpirenaica está formada por sedimentos del Cretácico Superior y del Paleógeno muy espesos en afloramientos superficiales. Los sedimentos muestran pliegues simples siguiendo una tendencia WNW-ESE.
Sin embargo, el subsuelo tiene una estructura mucho más complicada debido a los diapiros de sal del Triásico y los empujes vergentes del norte. Escondidos debajo de una cubierta mesozoica de más de 6000 metros de espesor, probablemente hay más de 6000 m de rocas basales del Paleozoico . La cubierta Mesozoica consta de hasta 1500 m de Triásico, más de 500 m de Jurásico y más de 3000 m de sedimentos Cretácicos.
El hasta 500 m de espesor de capa de la Baja Triásico ( Buntsandstein ) comprende conglomerados , brechas , marrón areniscas , argilitas , esquistos , y limolitas . El Triásico Medio ( Muschelkalk ) puede alcanzar un espesor de 400 my presenta lutitas limosas, depósitos evaporíticos y micritas dolomíticas . El hasta 500 m de espesor superior Triásico Keuper depósitos se componen de sedimentos de carbonato rico, sal , limolitas, y intercalado ofítica diabasas / olivino doleritas . El Lias inferior es una secuencia transgresora con hasta 200 m de arenisca no marina, caliza marina cercana a la costa y evaporitas. Una fauna pelágica en la parte superior sugiere condiciones marinas abiertas. Las Lias media y superior constan de 230 m de sedimentos de plataformas marinas poco profundas (caliza bioclástica, caliza arcillosa y caliza micrítica). Durante el Jurásico Medio , una barrera oolítica , formada principalmente por micritas arcillosas, separa un estante exterior de un estante interior. Los depósitos del Jurásico Superior ( Malm ) son principalmente lutitas y carbonatos. Cerca del final del Jurásico, se establecieron ambientes restringidos con dolomicritas, calizas con bandas y evaporitas. La capa inferior cretácicos comienza con areniscas, pizarras, calizas y calcáreo brecha en la Neocomiano, seguido por Barremiense margas y calizas. Durante el Aptiano inferior , se depositaron areniscas, lutitas, margas arenosas y calizas. El Aptiano superior y el Albiano son principalmente margas y calizas. El Cretácico Superior incluye un Turoniano litoral con areniscas y calizas arenosas. Al comienzo del Senoniano ( Campaniano ), se había formado una depresión profunda (la Cuenca Subpirenaica) recibiendo una secuencia de flysch muy espesa . Los Campanian y Maastrichtiano flyschs comprenden 2000 a 3000 m de multas intercaladas periódicamente (margas, esquistos calcáreos, y mudstones ) y sedimentos más gruesos (conglomerados, areniscas y areniscas ). Cerca del límite K / T, la Cuenca Subpirenaica se llenó de depósitos rojos continentales en facies Garumnian, incluso incluyendo huevos de dinosaurio en algunos lugares. En este punto, la Cuenca Subpirenaica sufrió un plegamiento acompañado de un débil metamorfismo .
Por encima del Albiano y antes del inicio del Campaniano, se encuentran rocas volcánicas que incluyen lavas basálticas , spilita y diabasa, pero también rocas piroclásticas como toba , toba de lapilli, brecha volcánica y aglomerado . Las rocas volcánicas pueden ser cortadas transversalmente por diques lamprophyre .
En los tiempos del Paleoceno / Eoceno , el mar transgredió desde el Atlántico hacia la Cuenca Subpirenaica, que se comportó como una distorsión descendente hacia los Pirineos que se elevaban lentamente hacia el sur. Se depositó una sucesión muy espesa (2000 a 3000 m) de sedimentos detríticos o calcáreos de grano fino. La sedimentación se detuvo a finales del Eoceno debido a una mayor compresión (Fase Principal Pirenaica).
En las proximidades de la Falla de Muret , una falla de rumbo lateral izquierdo y una prolongación de la Falla de Toulouse hacia el sur, la Zona Subpirenaica se puede dividir en dos mitades desiguales. La mitad oriental entre los ríos Garona y Aude se puede dividir en tres zonas diferentes (de norte a sur):
- un promontorio norte.
- una zona plegada de 10 km de ancho. Su límite norte son las cordilleras de los Petits Pyrénées , que se encuentran por encima de un empuje ciego. Esta zona se estrecha hacia el este y desaparece antes de llegar al Aude. Los sedimentos comprenden un Triásico con yeso en la parte inferior seguido de un Jurásico con empuje interno y una secuencia de cobertura muy gruesa de sedimentos flysch del Cretácico Superior .
- una estrecha franja de flysch en el sur. Esta secuencia de flysch bastante espesa también se depositó en el Cretácico Superior. Se volvió hacia arriba a una posición casi vertical mediante movimientos de empuje en el Frente de los Pirineos Septentrionales y ahora forma el flanco sur invertido de un sinclinal asimétrico .
En la mitad occidental, solo está presente el promontorio norte; está formado por sedimentos mesozoicos epicontinentales suavemente plegados, pero fuertemente articulados , cubiertos y ocultos por sedimentos molasas del Mioceno . Los conjuntos de pliegues que golpean este-oeste y noroeste-sureste interfieren y están cortados por fallas con tendencia noreste. En el subsuelo, también están presentes los diapiros de sal del Triásico.
Dentro del promontorio norte al este del río Aude, aparece el levantamiento del basamento paleozoico del Mouthoumet , un horst inclinado hacia el sur y cubierto por estratos del Eoceno continental .
Los trenes plegables de la Zona Subpirenaica se ven interrumpidos en el Bas Languedoc por la Falla de Cevennes , una importante falla de deslizamiento lateral izquierdo .
Zona de los Pirineos Septentrionales
La zona de los Pirineos septentrionales es bastante estrecha, por lo general solo unos 10 km de ancho, pero puede ensancharse a 40 km. Se caracteriza por un plegado muy fuerte. La zona se empuja hacia el norte a lo largo del Frente Pirineo Norte, su límite norte, sobre la Zona Subpirenaica. Este movimiento de empuje comprimió el antepacho de empuje y, como resultado, indujo el plegado en la Zona Subpirenaica. La Zona de los Pirineos Septentrionales está a su vez superada por la Zona Axial a lo largo de la Falla de los Pirineos del Norte ( NPF ), una falla inversa de alto ángulo que forma su límite sur. La Falla de los Pirineos Septentrionales está marcada por milonitas muy tensas . Las rocas de las inmediaciones tienen líneas horizontales que subrayan la importancia de la falla como zona de cizallamiento importante. En otras partes de la zona de los Pirineos septentrionales, el gradiente de deformación también es alto, pero la dirección de estiramiento es generalmente vertical.
El paquete sedimentario de más de 6000 m de espesor de la Zona Pirenaica Norte está formado por rocas del Mesozoico (Jurásico y Cretácico) que se han desprendido sobre las evaporitas del Triásico Superior y posteriormente se han deslizado hacia el norte. A diferencia de la Zona Subpirenaica, la Zona de los Pirineos Septentrionales apenas contiene Paleógeno. Los depósitos de esquistos y evaporitas del Triásico superior (Keuper) contienen localmente dolomitas , tobas y diabasas (ofitas) intercaladas; estos depósitos se comportan plásticamente y comúnmente forman una mezcla tectónica con contactos que se expresan como superficies de decollement . Desde el comienzo del Jurásico hasta el final del Cretácico Inferior, se desarrolló una plataforma de carbonato de aguas poco profundas durante la inactividad tectónica con sedimentación principalmente de calizas. El Medio Albiano fue testigo de un importante cambio de facies a las condiciones marinas profundas. Estas marcas de cambio de la creación de la Cuenca Pirenaica del Norte , de 400 km de longitud a través de pull-apart origen, llena de discordantes turbidíticas sedimentos flysch durante el Cretácico Superior. En la época del Alto Albiano, esta cuenca de separación se había dividido en un canal interno junto a la falla del Pirineo Norte que albergaba el Flysch ardoisier y un canal externo más al norte llenado por el Flysch noir . Posteriormente, durante el Turoniano y el Coniaciano, el flysch externo recibió el llamado Flysch à fucoides , una sucesión muy densa de lutitas / margas calcáreas intercaladas y calcarenitas arenosas. A este flysch le sigue una serie regresiva en las calizas de la plataforma de Maastrichtiano —margas gruesas ( Marnes de Plagne ) — ( Calcaires nankins ), así como depósitos lacustres y lacustres. En total, la serie Coniaciano-Maastrichtiana alcanza un espesor de 3000 m.
El basamento paleozoico perfora la cubierta sedimentaria en varios levantamientos en forma de almendra, en forma de horóscopo, su tamaño varía de 1 a 300 km 2 . Ejemplos son los llamados macizos satélites nord-pyrénéens (elevaciones del sótano de los Pirineos septentrionales) entre Lourdes y Perpignan , entre ellas las siguientes elevaciones: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach , Saint-Barthélémy , Salvezines y Rabat-les-Trois-Seigneurs , además de varios levantamientos en el norte del País Vasco . Estos levantamientos tienen un origen de cizallamiento lateral izquierdo y están inclinados hacia el norte; simultáneamente también exhiben un componente de cizallamiento vertical. Probablemente se formaron en la orogenia varisca . En los levantamientos de basamento se encuentran principalmente gneises precámbricos y gneises granulíticos (en el macizo de Agly), y rocas ígneas y metamórficas paleozoicas.
Una pequeña franja de 5 km de ancho como máximo justo al norte de la falla de los Pirineos septentrionales experimentó un metamorfismo térmico y dinámico durante el Albiano / Cenomaniano hace unos 110 millones de años (alta temperatura / baja presión, tipo "HT / LP"). Algunos dominios al norte de los levantamientos del sótano también se metamorfosearon (por ejemplo, en Bigorre y en el sur de Corbières). El metamorfismo fue isoquímico sin introducción de elementos extraños y afectó solo a las rocas de cobertura sedimentaria que se transformaron en mármol y hornfels . El basamento paleozoico no se vio afectado, probablemente debido a su estado ya deshidratado.
Dispersas dentro de la franja metamórfica hay varias ocurrencias de lherzolitas (incluida su localidad tipo en Lers ). Fueron extruidos del manto superior a lo largo de fallas profundas. Las lherzolitas están asociadas con anfibolitas , piroxenitas y peridotitas portadoras de anfíbol . Todas estas rocas del manto están dispuestas en enjambres, el afloramiento más grande en Moncaup alcanza apenas 3 km 2 . Están ampliamente distribuidos, y se encuentran desde Bearn hasta Aude . Su modo de ubicación aún no se ha aclarado, pero los siguientes factores son relevantes:
- mármoles del Jurásico y Cretácico inferior asociados de la banda metamórfica.
- granulitos de los levantamientos del sótano en las inmediaciones.
- migmatíticas kinzigitas .
- la estrecha asociación espacial con la Falla de los Pirineos Septentrionales un poco más al sur.
- Los clastos sedimentarios de las lherzolitas se encuentran en los mármoles de la franja metamórfica, por lo que las lherzolitas deben ser más antiguas que el metamorfismo.
Dispersas dentro de la Zona Norte de los Pirineos también se encuentran algunas ocurrencias de rocas volcánicas . Se intercalan en sedimentos del Lias y del Cretácico Superior ( Aptiano hasta Campaniano ) y se encuentran principalmente en el oeste (cerca de Tarbes , Orthez y en el País Vasco). Se componen de sílice undersaturated spilites , picritas , y sienitas . Las rocas de dique asociadas son lamprofiros ( camptonitas y monchiquitas ).
Otras características de interés son varias formaciones de brechas post-metamórficas diferentes .
La Zona de los Pirineos Septentrionales se puede subdividir en tres subzonas delimitadas por fallas importantes:
- una subzona norte. Su cubierta sedimentaria se ha desprendido de los levantamientos del sótano más al sur. Contiene flysch del Cretácico Superior.
- una subzona intermedia. Aquí afloran los ascensores del sótano.
- una subzona sur. Fue afectado por metamorfismo y contiene afloramientos de rocas ultramáficas .
La zona de los Pirineos septentrionales está atravesada en el oeste por fallas de deslizamiento lateral izquierdo con tendencia NNE-SSW y luego se convierte en el cinturón de plegado del País Vasco. En el este, continúa después de una curva pronunciada en las Corbières hacia el sur de la Provenza. En el extremo más oriental, los trenes plegables del Mioceno de los Alpes occidentales que golpean el noroeste y el sureste comienzan a interferir y finalmente abruman por completo las estructuras pirenaicas.
Zona Axial
La Zona Axial , también llamada Zona Axial Primaria , es una enorme cúpula en el sótano de rocas precámbricas y paleozoicas ( primarias ) plegadas y metamorfoseadas durante la orogenia varisca e invadidas por granitoides varisca en etapa tardía . Todos los picos más altos de los Pirineos se encuentran en la Zona Axial, de ahí el nombre.
Entre los granitoides variscanos se encuentran los granitos de biotita ( Canigou , Macizo del Quérigut ), los granitos de dos micas ( Macizo de Caillaouas ) y las granodioritas ( Bassiès , Maladeta ). Los granitoides son principalmente intrusivos epizonales poco profundos, pero también están representadas rocas mesozonales y catazonales.
Las elevadas elevaciones de la Zona Axial (generalmente por encima de los 3000 m) se compensan isostáticamente por un mayor espesor de la corteza continental . Por ejemplo, debajo del macizo de la Maladeta, se formó una zona de raíces de modo que la discontinuidad de Mohorovicic se encuentra allí a una profundidad de 50 km. Asimismo, en la mayoría de los picos de la Zona Axial, se puede detectar una anomalía de gravedad negativa que desaparece lentamente hacia el este.
El sótano está atravesado por importantes zonas de fracturas de Variscan tardías que chocan entre el este y el oeste y que se reactivaron durante el ciclo de orogenia alpina. En la parte oriental de la Zona Axial, las fracturas son generalmente verticales, un buen ejemplo es la falla milonítica de Merens en el Pic del Port Vell cerca de Mérens-les-Vals . En la parte occidental, las fracturas se inclinan más suavemente hacia el norte y se comportan como empujes escalonados dispuestos de manera noroeste-sureste; a lo largo de estas fracturas, el basamento de la Zona Axial derrumba las unidades sedimentarias del Mesozoico hacia el sur. Buenos ejemplos son los avances escalonados en Eaux Chaudes , Gavarnie y Bénasque —Las Nogueras (se refiere a los cursos superiores de los ríos Noguera Ribagorzana y Noguera Pallaresa ). Concomitante con los empujes, se desarrolló una esquistosidad que afectó tanto al basamento como a la cubierta sedimentaria, lo que implica un origen alpino. Todas estas fracturas representan una compresión general de la zona axial en un 20%, lo que se traduce en aproximadamente 10 a 20 km de acortamiento de la corteza. Como resultado, la Zona Axial se comprimió en una pila antiformal dirigida al sur .
La Zona Axial desaparece en el Haut Bearn como una periclina debajo de la cubierta sedimentaria del Cretácico Superior para reaparecer en las elevaciones del basamento de Aldudés - Quinto Réal , el más meridional del macizo basal vasco. En el este, la Zona Axial se convierte en grabens neógeno y cuaternario del norte de Cataluña y finalmente desaparece bajo el Mediterráneo.
La sección central y oriental de la Zona Axial está limitada al norte por la Falla de los Pirineos Septentrionales, un sistema de fallas inversas de pendiente pronunciada que chocan con la N 110. El rastro de la Falla de los Pirineos Septentrionales se vuelve cada vez más difuso al oeste de Lourdes ; cerca de los macizos del basamento vasco, parece ser desplazado hacia el sur por una falla de llave inglesa y luego posiblemente continúe hacia España al sur del Vasco Mármol Nappe y al sur del Vasco Fold Belt . En Cantabria , finalmente llega a la costa atlántica. El límite sur de la Zona Axial discurre íntegramente por territorio español. Está representado por una falla inversa alpina a lo largo de la cual los sedimentos de la Zona Sur Pirenaica son derribados por la Zona Axial. En el este, la Zona Axial colinda directamente con las siestas de los representantes orientales de las Sierras Marginales.
Zona sur de los Pirineos
La Zona Sur Pirineo consiste en una secuencia sedimentaria Mesozoico-Eoceno que se ha desprendido de la Zona Axial dentro de horizontes evaporíticos del Triásico Medio o Superior y consecuentemente fue transportada hacia el sur. El basamento de esta secuencia no aflora. El movimiento hacia el sur fue "canalizado" por dos grandes fallas conjugadas, en el oeste por los pliegues y embestidas más o menos norte-sur cerca del río Cinca (anticlinales de Mediano y Boltaña), y en el este por el noreste-suroeste- Tendencias en fallas escalonadas en el río Segre . En este último, el sistema de empuje forma un abanico emergente imbricado de ruptura (empuje hacia atrás) que se desarrolló durante el último Eoceno y el Oligoceno temprano. [3] Debido a la constricción, la cubierta sedimentaria se vio obligada a varios derrumbes internos, como la napa del Monte Perdido y la napa del Cotiella en el noroeste. Más centralizada está la Hoja de empuje de Bóixols que continúa más hacia el este en la Hoja de empuje de Pedraforca (unidad superior). La hoja de empuje de Bóixols se empuja hacia atrás pero también anula la hoja de empuje del Montsec hacia el sur. Sus sedimentos alcanzan los 5000 m de espesor y en su mayoría son del Cretácico Inferior. La hoja de empuje Montsec se correlaciona con la unidad inferior de la hoja de empuje Pedraforca. Consiste en una capa de 2000 m de espesor de piedra caliza del Cretácico Superior seguida de un conglomerado sintectónico, arenisca y lutita del Eoceno Inferior y Medio.
Los empujes internos condujeron naturalmente a un aumento sustancial del grosor. La Zona de los Pirineos Sur finalmente termina a lo largo del Empuje de los Pirineos Sur donde la Hoja de Empuje del Montsec sobrepasa a las Sierras Marginales .
Los movimientos de empuje que formaban un sistema de empuje imbricado con cuencas a cuestas asociadas tuvieron lugar principalmente durante el Eoceno. Las distancias recorridas por las hojas de empuje todavía se debaten, las estimaciones varían desde relativamente pequeñas hasta 30 a 50 km.
Sierras Marginales
Las Sierras Marginales ( español: Rangos frontera) son las Sierras Aragonesas y Serres Catalanes del sur del Prepirineo . Al igual que la Zona Sur de los Pirineos, están formados a partir de una sucesión sedimentaria Mesozoico-Eoceno, aunque con un espesor muy reducido de unos 900 m. La sucesión comprende Keuper , Jurásico, bauxitas inconformables del Cretácico Inferior, Cretácico Superior inconformable, Paleoceno en facies Garumnian y Eoceno Inferior. Unidades de las Sierras Marginales sucesiones subterráneas de la Cuenca del Ebro. Posteriormente estos subterráneos quedaron cubiertos de manera discordante por secuencias del Oligoceno y Mioceno de la Cuenca del Ebro. Al oeste, las Sierras Marginales son retransmitidas por la Hoja de Empuje Jaca-Pamplona que consiste en una sucesión sedimentaria más joven del Eoceno-Oligoceno. En esta lámina de empuje al oeste del río Gállego , las estructuras se simplifican: en el País Vasco y en el Pirineo Cantábrico , la cubierta sedimentaria se ve afectada solo por trenes de pliegues largos y relativamente abiertos, que ocasionalmente son perforados por sal de Keuper abovedada. En el este, las Sierras Marginales están representadas por la Hoja de Empuje Port del Comte tectónicamente comparable y por la Hoja de Empuje del Cadí , que se componen esencialmente de una sucesión eocena.
Las Sierras Marginales son derribadas en el norte por la Hoja de Empuje del Montsec de la Zona Sur Pirineo.
El final de los movimientos de empuje dirigidos hacia el sur fue diacrónico y migró de este a oeste. Por ejemplo, en la Hoja de empuje de Cadí , los movimientos se detuvieron hace 34 millones de años (límite Eoceno / Oligoceno), mientras que en la Hoja de empuje Jaca-Pamplona se detuvieron hace 23 millones de años (límite Oligoceno / Mioceno). [4]
Promontorio sur
El promontorio sur del orógeno pirenaico es la Cuenca del Ebro o Cuenca del Ebro . Se puede dividir en un tramo de antepaís sur plegado en el sector nororiental catalán y un tramo principal llano básicamente no deformado que ocupa el resto. Al igual que la Zona Subpirenaica en el norte, el antepaís sur plegado también se vio afectado por los movimientos de empuje de las Sierras Marginales y sus representantes del este. La intensidad de plegamiento inducida disminuye cuanto más se aleja de los frentes de empuje hasta llegar a la indeformable Cuenca del Ebro. Las tendencias de los pliegues siguen más o menos la dirección pirenaica o paralelas a los frentes de empuje, pero giran al NE-SO cerca del río Segre (por ejemplo, el Anticlinal Oliana ).
La sucesión sedimentaria en la Cuenca del Ebro muestra rocas paleozoicas en la base seguidas de lechos rojos del Cretácico superior / Paleoceno inferior y calizas del Eoceno, margas marinas y evaporitas del Eoceno superior ( evaporitas de Cardona ). El Oligoceno inferior es conglomerado y progresa hacia el sur en depósitos evaporíticos y lacustres. En el antepaís sur plegado, las series plegadas del Paleógeno están superpuestas de forma disconforme por estratos planos del Mioceno y Plioceno no marinos de la cuenca principal del Ebro.
La Cuenca del Ebro se profundiza hacia la Falla Frontal del Pirineo Sur donde comprende 3000 m de relleno sedimentario. Esto se reduce a 1500 m cerca del frente de empuje de la Sierra Marginales. La parte más profunda de la cuenca con 5000 m de sedimentos se encuentra cerca de Logroño en su extremo más noroeste.
Evolución del orógeno
Debido a su evolución geológica policíclica, el Pirineo se puede atribuir a dos grandes ciclos orogénicos:
- un ciclo prealpino.
- un ciclo alpino.
Ciclo orogénico prealpino
precámbrico
Los estudios estructurales y petrológicos en rocas metamórficas de la Zona Axial y de la Zona del Pirineo Norte permitieron demostrar la existencia de remanentes precámbricos incorporados. Por ejemplo, en el basamento del macizo del Canigou y en el levantamiento del basamento del Agly, se descubrieron los restos de un basamento precámbrico (reconocido por la datación radiométrica en granitoides y por ciertas estructuras de origen tectónico), que posteriormente se incorporaron al Variscan orógeno por movimientos tectónicos y el metamorfismo asociado.
Sin embargo, los resultados radiométricos originales no fueron confirmados por el método SHRIMP (solo se encontraron edades ordovícicas entre 477 y 471 millones de años). [5] Por tanto, el origen cadomiano del sótano es incierto.
Las rocas precámbricas son principalmente gneis y meta-sedimentos de facies de anfibolitas y granulitas intrusadas por charnockitas .
Neoproterozoico y Paleozoico
Las rocas metamórficas Cambro-Ordovícicas comprenden migmatitas de grado de facies de anfibolita superior, esquistos de mica con andalucita , cordierita y estaurolita de grado de facies de anfibolita inferior y filitas de grado de facies de esquistos verdes .
Los sedimentos psamíticos epicontinentales del Neoproterozoico y el Paleozoico inferior son una sucesión detrítica muy espesa ( lutita - arenisca ) esencialmente desprovista de fósiles . Estos sedimentos fueron en gran parte posteriormente sobreimpresos por la orogenia varisca. Intercalados cerca de la base de la sucesión detrítica se encuentran los carbonatos.
La sucesión (meta) sedimentaria comienza con el Grupo Canaveilles de 2000 a 3000 m de espesor en el Ediacariano hace unos 580 millones de años. Sus sedimentos consisten principalmente en lutitas y grauvacas con riolitas y carbonatos intercalados . Dentro del Cadí Thrust Sheet, calizas portadoras de arqueociatidos se desarrollaron durante el Cámbrico Inferior . En el inicio de la Cámbrico medio, el Grupo Canaveilles se sustituye por el Grupo de Jujols , a 2000 m de espesor flyschoid serie que comprenden esquistos , esquistos, y limolitas intercaladas con carbonatos y cuarcitas. El Grupo Jujols es menos metamórfico que el Grupo Canaveilles mesozonal. Su sedimentación probablemente duró hasta el Ordovícico más bajo .
Después de un paréntesis más largo, hasta 100 m del conglomerado Caradocian (Ordovícico etapas 5 y 6) siguen de manera discordante al Grupo Jujols, el Conglomerado Rabassa . Esto está cubierto por casi 500 m de la Formación Cava , grauvacas intercaladas y lutitas que contienen horizontes volcánicos. La Formación Estana de 200 m de espesor está formada por calizas y lutitas calcáreas. Sus calizas finales del Ordovícico contienen una fauna bentónica ( braquiópodos , briozoos , cistoides ) y conodontos . La sucesión termina con la Formación Ansobell mal estratificada (20 a 300 m), esquistos oscuros que llevan microconglomerados que indican un ambiente deposicional glaciomarino. La Formación Ansobell puede desarrollar una discordancia y, a veces, sigue directamente a la Formación Cava.
Las rocas volcánicas incluidas y los conglomerados insinúan condiciones tectónicas inestables, que probablemente están conectadas con una etapa temprana de la orogenia caledonia ( fase taconiana ).
Durante el Rhuddanian ( Silurian ) inicialmente 20 m de rocas de cuarcita, el Bar cuarcita , se depositaron seguido de 50 a 250 m de oscuro, grafítico , graptolite llevando los esquistos . El espesor de las lutitas puede aumentar en el oeste hasta los 850 m. Ocupan casi todo el Silúrico ( Aeronian hasta Přídolí ), documentado por los graptolitos. En su sección superior ( Ludlow ), las lutitas incorporan horizontes calcáreos y nódulos calcáreos (con conodontos, nautiloides , bivalvos , crinoideos y ostrácodos ). Cerca de los macizos vascos, la facies calcárea se transforma en una facies detrítica de arenas y limos intercalados. Las lutitas portadoras de graptolitas se transformaron posteriormente en pizarras de facies de anfibolitas inferiores . Forman superficies prominentes del escote .
El Devónico es marino y rico en fósiles ( espiríferos y trilobites como facops ). Consta de seis zonas depositacionales (y una gran cantidad de formaciones) que difieren considerablemente en su evolución sedimentaria (especialmente en el Pirineo Vasco). Generalmente en los Pirineos occidentales predominan las facies marinas someras, mientras que en los Pirineos orientales predominan las facies hemipelágicas con terrenos altos ocasionales. El Devónico tiene espesores muy variables, su 100-600 m-1400 y en lugares sucesión de espesor se compone de muchas diferentes facies sedimentarias como areniscas , arrecifales calizas y areniscas. Muy distintivo tienen bandas de color rosa a calizas rojas, azules o verdes y calizas nodulares, los llamados Griottes de la parte baja Famenniano . También se encuentran lutitas calcáreas y lutitas negras.
El Lochkovian se compone de lutitas y calizas negras y es muy rico en conodontos. Durante el Pragian se formó una cuña siliciclástica, la Cuarcita San Silvestre de la Formación Basibé . El período Upper Givetian hasta Frasnian fue testigo de pronunciadas diferencias litológicas y aumento de las tasas de sedimentación. En el Bajo Frasnian, se desarrollaron complejos de arrecifes, pero al mismo tiempo se estaba entregando material siliciclástico al dominio occidental, central y vasco. A principios del Famenio Medio , la sedimentación en los Pirineos se volvió más uniforme y hasta el final del Devónico se depositaron calizas monótonas y condensadas portadoras de cefalópodos ( calizas de Griotte y calizas de Supragriotte nodulares de color gris a rosado ). Hacia el final del Famennian, comenzó a aparecer el primer hiati que condujo a la emersión completa de los Pirineos occidentales al inicio del Mississippian . La discordancia correspondiente, que existe solo en el Pirineo occidental, pertenece a una fase de deformación temprana de la orogenia varisca ( fase bretona ).
Sólo en los Pirineos occidentales se distingue el Carbonífero Inferior (Misisipiano) de los sedimentos del Devónico por una discordancia, partiendo de lo marino con un lecho transgresivo de cuarzo- guijarros. En cualquier otro lugar, las calizas Supragriotte están superpuestas de forma conformada por sedimentos preorogénicos que comienzan con los Cherts inferiores del Tournaisian . Los Cherts inferiores comprenden 50 m de cherts negros con nódulos de fosfato intercalados con lutitas negras. Después de un interludio de calizas grises, nodulares y portadoras de goniatita , durante el Viséan se depositaron los Cherts superiores: sílex grises o verdes a veces intercalados con piroclásticos y terminados en calizas grises nodulares.
Más tarde, el Mississippi se transforma en los sedimentos sinorogénicos detríticos de casi 1000 m de espesor de la facies de Kulm . Una excepción son los Pirineos occidentales, donde, durante el Serpujoviano , las calizas laminadas de color gris oscuro preceden al Kulm. Los sedimentos diacrónicos de Kulm son una capa intermedia similar a un flysch ( turbiditas ) de areniscas y lutitas oscuras, precursoras de los movimientos tectónicos variscanos. También contienen capas de calizas hemipelágicas, conglomerados, brechas carbonáceas y olistolitos . La sedimentación de la facies de Kulm comenzó en el este ya en el límite Viséan / Serpukhovian ( Namurian ), pero al oeste del río Gallégo, comenzó solo al comienzo del Pennsylvania (Upper Westphalian, Bashkirian ). En los Pirineos Vascos, la sedimentación de Kulm penetró en el Moskoviano . Los sedimentos de Kulm se depositaron como depósitos de cañones en el talud continental o como abanicos submarinos en una proa de migración hacia el suroeste del orógeno varisco.
Orogenia varisco
La orogenia varisca se expresa como una discordancia importante dentro de la sucesión sedimentaria paleozoica, generalmente ubicada por encima del Westfaliano Inferior ( Bashkirian ) y por debajo del Stephanian ( Moscovian ), pero a veces ya por debajo del Westfaliano Superior. Por lo tanto, los movimientos tectónicos ocurrieron hace unos 310 millones de años, fechados por plantas fósiles.
El Alto Westfaliano muestra una discordancia importante en su base y está formado por conglomerados . El Moscoviano está representado por lutitas azul-negras, superpuestas por la llamada Unidad Gris del Kasimoviano (Stephanian B) y las Capas de Transición del Gzhelian (Stephanian C y Autunian). Estos sedimentos no son metamórficos o solo se metamorfosean débilmente, mientras que los sedimentos debajo de la discordancia experimentaron completamente el metamorfismo varisco.
Los efectos de largo alcance de la orogenia varisca influyeron en el dominio pirenaico de muchas formas. De primordial importancia fueron las tensiones de compresión que plegaron los sedimentos del Paleozoico. Se desarrollaron varias generaciones de pliegues, a veces superponiéndose entre sí. Asociadas con los pliegues están las esquistosidades . Los sedimentos del Paleozoico y su basamento precámbrico también se metamorfosearon en condiciones de alta temperatura y baja presión ( HP / LT ). En algunos lugares se alcanzó la anatexis , un ejemplo de ello fue la fusión de algunos gneises precámbricos del basamento prevarisco junto con sus esquistos de mica envolventes . Otra consecuencia importante de la orogenia fue el magmatismo orogénico tardío que emplazó granitoides ( granodioritas y granitos de biotita ) de composición principalmente ácida pero ocasionalmente también básica. Entre estos granitoides se encuentran cuerpos intrusivos profundamente arraigados, bastante difusos, asociados con migmatitas , pero también plutones típicos bien definidos que a menudo se elevan hacia los núcleos de los anticlinales dentro del cinturón de pliegues variscanos. El magmatismo principal duró de 310 a 270 millones de años (edades de enfriamiento tardías de Pensilvania y principios del Pérmico). Un buen ejemplo del magmatismo principal es la granodiorita Maladeta de 280 millones de años .
También fue importante la fracturación en etapa tardía en condiciones frágiles. Las fracturas en desarrollo probablemente siguieron zonas débiles ya iniciadas durante el Paleozoico. La dirección principal de estas fracturas es WNW-ESE, la denominada dirección pirenaica , siendo un excelente ejemplo la falla pirenaica septentrional. Estas fracturas jugarán un papel decisivo durante el desarrollo posterior del orógeno.
Ciclo orogénico alpino
Comparar también con: Cuenca de Aquitania - Evolución sedimentaria
Pensilvano, Pérmico y Triásico Inferior
Los sedimentos depositados tras la Fase Asturiana desde el Alto Westfalia (Moscoviano) hasta el Triásico Superior se pueden considerar como molasa del orógeno varisco que sufrió una extensión tardía. En medio grabens se acumularon 2500 de sedimentos al cierre del Carbonífero ya lo largo del Pérmico, principalmente rocas no marinas y basálticas - andesíticas intercaladas . [6] Las formaciones detríticas de afinidad lacustre con medidas de carbón durante el Stephanian ( Kasimovian y Gzhelian ) seguidas de areniscas rojas con restos de plantas durante el Pérmico son productos erosivos típicos de una cadena que no ha alcanzado la estabilidad.
La Unidad Gris del Kasimoviano es una secuencia de tamaño de grano decreciente, que comienza con brechas y conglomerados y se transforma en areniscas y lutitas carboníferas (la antracita se extrae cerca de Campo de la Troya ). También se incluyen capas andesíticas que pueden alcanzar espesores significativos en algunos lugares. Las Capas de Transición también son una secuencia de tamaño de grano decreciente (conglomerados, areniscas y lutitas carboníferas), pero, en lugar de andesitas, incluyen tobas y lavas riodacíticas . Cierran con calizas lacustres que contienen estromatolitos , carofitas y ostrácodos.
Los lechos rojos continentales del Pérmico descansan de manera discordante sobre las Capas de Transición. Muestran fuertes variaciones en sus espesores y alcanzan los 800 m, a veces incluso los 1000 m. Ocurren principalmente en el Pirineo Vasco y en la Zona Axial. Al igual que los sedimentos de Stephanian, se depositaron como sedimentos aluviales (como abanicos y en arroyos efímeros) y sedimentos lacustres dentro de las cuencas transtensivas del orógeno varisco.
Las fracturas antes mencionadas fueron decisivas para determinar las distribuciones de facies durante este intervalo. También influyeron en la distribución de las erupciones volcánicas durante el Pérmico, como el vulcanismo calcalcalino del Pic du Midi d'Ossau y los basaltos del País Vasco. El desencadenante de estas erupciones volcánicas probablemente fueron los primeros movimientos desgarradores de Iberia en relación con la Placa Euroasiática.
En la Zona Axial, el Pérmico se puede subdividir en tres series sedimentarias (de arriba a abajo):
- Serie La Peña de Marcanton . Alcanza un espesor de 500 my es principalmente de grano fino.
- Serie Pic Baralet . Hasta 300 m de espesor. Está compuesto por conglomerados poligénicos con fragmentos de caliza paleozoica incrustados en arenisca roja. La serie se basa parcialmente en la serie Somport.
- Serie Somport . Serie generalmente de grano fino que puede alcanzar los 300 m de espesor y está compuesta por arcillas rojas a violetas. Se basa de manera discordante en las Capas de Transición.
El Triásico Inferior detrítico ( Buntsandstein ) es muy similar al Pérmico. Alcanza de 400 a 500 m de espesor y está formado por conglomerados gruesos, areniscas, psammitas con restos vegetales ( Equisetites , Coniferomyelon ) así como arcillas de color verde y rojo a violeta. En este momento, la penetración del orógeno varisco había alcanzado un estado avanzado y los espacios de alojamiento sedimentario comenzaron a ensancharse.
Triásico medio hasta Jurásico superior
Las sucesiones sedimentarias del Triásico Medio al Jurásico Superior son muy similares en ambos lados de los Pirineos.
Durante la época de Muschelkalk , el mar avanzó de nuevo, pero alcanzó solo la Zona Norte de los Pirineos y el País Vasco. Los sedimentos resultantes que quedan son de 20 a 100 m de calizas celulares dolomíticas, calizas fosilíferas grises y calizas onduladas. En el Triásico Superior ( Keuper ), la sedimentación se extendió por todo el dominio pirenaico. Hace unos 220 millones de años (durante el Carnaval ) se encuentran evaporitas asentadas en lagunas y grabens: arcillas abigarradas, que contienen yeso , ricas en hierro, yeso, anhidrita , margas dolomíticas, dolomitas, sal gema , así como sales de potasio y magnesio. Las evaporitas sirvieron más tarde como grandes horizontes de declive. En el límite, se formaron tholeiitas ( ofitas ) doleríticas del Triásico Superior / Hettangiano en los Pirineos y en la cuenca sur de Aquitania, lo que indica nuevos movimientos a lo largo de las zonas de fractura (erupciones de fisuras submarinas y alféizares en sedimentos de Keuper no solidificados ).
La sedimentación durante el Jurásico se caracteriza por el crecimiento de una plataforma carbonatada. Los sedimentos son principalmente depósitos epicontinentales de carácter lacustre, así como calizas, margas y dolomitas con faunas marinas o litorales. La cuenca estuvo bajo tensión durante este período y, como resultado, se crearon largos horsts y estructuras de graben de diferentes tasas de hundimiento siguiendo más o menos la tendencia de las fracturas de Variscan. Su lado norte está bordeado por la plataforma de Aquitania relativamente estable. La cuenca probablemente se debe a un adelgazamiento de la corteza que se infiltra desde el dominio atlántico.
El Lias comenzó con una transgresión que es más importante que los avances de los mares Muschelkalk y Keuper. Su espesor total varía entre 150 y 400 m. El nivel del mar siguió subiendo durante el Hettangiano y se depositaron calizas fosilíferas; esta tendencia se revirtió posteriormente en una regresión dejando evaporitas (sal gema y anhidrita con algunas capas intermedias calcáreas). En el borde de la cuenca y en el Pirineo oriental, se asentaron calizas arcillosas y dolomitas bandeadas con capas de anhidrita; las dolomitas se transformaron tras la disolución de la anhidrita en brechas monogénicas. La regresión continuó durante el Sinemuriano Inferior , sedimentando calizas y dolomitas con bandas intra y supramareales. En el Alto Sinemur (Lotaringio), se establecieron condiciones marinas más abiertas debido a un renovado aumento del nivel del mar; en las partes más profundas de la cuenca se desarrollaron calizas fosilíferas, mientras que, en terrenos elevados, se acumularon calizas oolíticas. El Lias Medio ( Pliensbachiano ) también comenzó transgresor con detritos de grano fino, limosos a sedimentos margosos (oolitos ferruginosos, calizas fosilíferas y margas) que se transforman en margas. En los Pirineos orientales, se formaron arcillas con pirita debido a un ambiente mal oxigenado; contienen una fauna muy diversa de amonitas pertenecientes al dominio sureste francés, mientras que la población de amonitas en el lado atlántico es bastante monótona. Durante la Alta Lias ( Toarcian ), el mar alcanzó una posición alta, continuando con la sedimentación detrítica de grano fino y depositando margas pelágicas negras ( marnes noires y schistes esquilleux ). Hacia el final de la Lias, las tendencias regresivas volvieron a notarse.
La caída del nivel del mar continuó hasta el Jurásico Medio . Cerca de Pau comenzó a crecer una barrera de oolita que se extiende hasta el norte hasta Poitiers . Dividió la cuenca sedimentaria ahora en dos dominios principales de facies: un dominio occidental más profundo abierto al Atlántico y sometido a sedimentación infratidal (calizas arcillosas negras a azuladas ricas en organismos bentónicos, microfilamentos y ammonites) y un dominio este poco profundo, cerrado, con intermareal. sedimentación (facies carbonatadas variables como pseudo-oolitas y dolomitas en bandas, pero también evaporitas que contienen anhidrita). Estos sedimentos intermareales experimentaron una fuerte dolomitización contemporánea . Hacia el final del Jurásico Medio, el nivel del mar cayó aún más.
Jurásico superior y Cretácico inferior
Durante el Jurásico Superior ( Titoniano ) y especialmente durante el Cretácico Inferior, se produjeron cambios drásticos. Iberia comenzó a separarse del Macizo Armórico en dirección sur y, a su paso, el Golfo de Vizcaya comenzó a extenderse lentamente (con formación de corteza oceánica desde el Albian Medio hasta el final del Coniacian ).
La sedimentación en el Malm (espesor total de 600 a 750 m) no aumentó hasta el Oxfordian superior , y el Oxfordian inferior rara vez estaba presente. El alto oxfordiano de 100 a 150 m de espesor está representado al oeste de la barrera de oolita por sedimentos de la plataforma intramareal (calizas arcillosas a arenosas que contienen pirita), mientras que, en el este, continúa la dolomitización. En la época de Kimmeridg , las diferencias de facies se atenuaron debido a la superficialidad del dominio occidental, lo que resultó en calizas litográficas masivas, de grano fino, negras, y calizas laminados de grano fino. Durante el Tithoniano, se establecieron fuertes tendencias regresivas que llevaron a una completa retirada del mar. En el País Vasco, el mar se había retirado ya al final del Kimmeridgian. Durante las épocas de caída del nivel del mar, quedaron atrás facies evaporítica, dolomítica, lacustre y lacustre.
Después de un avance hacia el sureste del mar en el Berriasiano a través de un pequeño estrecho al este de Pau, que depositó 100 m de calizas intermareales y submareales y una facies de borde detrítico arenoso a arcilloso, la emersión se inició durante el Neocomiano. Durante los tiempos de Valanginian y Hauterivian , las margas arcillosas en la parte superior de los horst emergidos se transformaron bajo condiciones climáticas ferralíticas en bauxitas , que fueron fosilizadas por transgresiones posteriores. Después de otra transgresión marina del este durante el Barremiano , las regiones de graben alargadas del dominio pirenaico recibieron de 200 a 300 m de sedimentos de la plataforma marina de la facies urgoniana , como dolomitas, calizas de algas , calizas foraminíferas y calizas rudistas . La facies de Urgonian puede perdure en las Corbières y en la Zona Sur-Pirineos en el Albiano. Con la caída del nivel del mar en el Alto Barremiano, se sedimentaron arcillas negras con pirita y calizas lagunarias ricas en ostrácodos y caráceos.
Después del límite Barremiano / Aptiano , marcado por otro rodal alto del mar, hubo cuatro oscilaciones más del nivel del mar durante el Aptiano y el Albiano, provocando una acumulación de sedimentos muy significativa (en algunos lugares hasta 3000 m). Debido al hundimiento de grabens en el dominio atlántico, las masas de agua del Atlántico y el Tetis se mezclaron por primera vez. Los sedimentos Aptian / Albianos se caracterizan por la interacción competitiva entre material terrigénico y orgánico de grano fino. El material orgánico es responsable de la formación de plataformas poco profundas construidas por rudistas , hexacorales y algas. En el Alto Albiano predominó el material terrigénico y se depositaron varias formaciones de areniscas marinas poco profundas y parcialmente calcáreas. La región de origen del material detrítico fue el dominio de Aragón / Pirineos que estaba experimentando un primer levantamiento epirogenético . En el mismo contexto, los sedimentos del delta fluvial de la Formación de Mixe fueron transportados desde el sur, y los conglomerados muy heterogéneos, de hasta 1000 m de espesor, de los Poudingues de Mendibelza , interpretados como el topset de un frente delta.
Cretácico superior
Justo antes del inicio del Cretácico Superior, el dominio pirenaico se había separado en el Albiano en dos reinos de facies sedimentarias muy diferentes. En el extremo norte de Iberia (en la Zona Sur Pirenaica y en la Zona Axial) se estaban depositando carbonatos de plataforma. Debido a varias emersiones, solo muestran espesores muy reducidos. Debido a la transtensión en la zona de los Pirineos septentrionales, se desarrolló una cuenca del flysch con un hundimiento muy fuerte (cuenca de los Pirineos septentrionales), que sigue esencialmente las zonas de fractura de Variscan de tendencia este-oeste. La cuenca se profundizaba hacia el Atlántico y se hundía hacia el este, donde termina antes del río Aude. Está dividido por los macizos del sótano de la zona pirenaica septentrional en dos hebras: una hebra sur llamada sillon aturien , que recibió hasta 2500 m de flysch ardoisier y una hebra norte con el flysch noir . La cuenca del flysch está bordeada al norte por la plataforma de Aquitania relativamente estable. Probablemente se formó por un extenso adelgazamiento de la corteza que penetró desde el lado atlántico.
Simultáneamente con la transtensión, tuvo lugar el metamorfismo pirenaico caracterizado por un alto flujo de calor (las temperaturas máximas fueron de 500–600 ° C) pero presiones relativamente bajas ( metamorfismo HT / LP ). En estas condiciones, crecieron nuevos minerales como biotita , diópsido y escapolita . El metamorfismo es diacrónico y se ha fechado radiométricamente en la zona pirenaica septentrional oriental como Albiano, mientras que en el País Vasco en el oeste (por ejemplo en el Vasco Mármol Nappe) se ha fechado solo como Campaniano . Es posible que el metamorfismo perdurara en una forma más suave hasta el final del Cretácico o incluso el comienzo del Eoceno.
Dos grandes fases de deformación con el desarrollo de esquistosidades (Alto Albiano hasta Cenomaniano Inferior y Santoniano hasta Maastrichtiano ) afectaron el dominio pirenaico durante el Cretácico Superior expresándose como discordancias en el registro sedimentario. La cuenca del flysch se acortó y en el extremo norte de Iberia se formó una cuña orogénica que avanzó lentamente hacia el promontorio norte. Como consecuencia, la cuenca del flysch que recibe los productos erosivos de la cuña también se vio obligada a migrar hacia el norte (cambio durante el santoniano del centro de hundimiento de la cuenca pirenaica septentrional a la cuenca subpirenaica). En consecuencia, la cuenca subpirenaica se rellenó con 1000 a 4000 m de flysch à fucoides .
Las zonas de fractura de Variscan estuvieron activas durante todo el Cretácico Superior e influyeron decisivamente en la distribución de las facies sedimentarias. Esta actividad fue subrayada aún más por el magmatismo alcalino que se extendió desde el Medio Albiano hasta el final del Coniaciano; así, en el oeste de la zona pirenaica septentrional emergían lavas basálticas submarinas, mientras que más al este, en el Bearn y en el Bigorre, diferentes tipos de rocas magmáticas invadían los estratos del Cretácico Superior.
Cenozoico
Las secuencias sedimentarias del Paleoceno destacan las diferencias entre los Pirineos orientales y occidentales. En el oeste, la facies de la plataforma marina continuó y la cuenca del flysch continuó hundiéndose. En el este, se colocaron los lechos rojos continentales de la facies garumniana (cuya deposición se inició ya al final del Cretácico), principalmente facies aluvial y paludial. Al mismo tiempo, los primeros acortamientos y levantamientos tectónicos afectaron a los Pirineos orientales.
En los Pirineos occidentales, la sedimentación marina también continuó durante el Eoceno . En dos cuencas de hundimiento a ambos lados de la cadena actual, se sedimentaron calizas, margas, areniscas foraminíferas y areniscas con fauna bentónica . Las sucesiones sedimentarias del Eoceno a lo largo del borde norte francés de los Pirineos (en la Zona Norte de los Pirineos) son bastante delgadas y están llenas de cambios de facies. Allí, las transgresiones y regresiones de corta duración se pueden seguir hasta el Languedoc . Durante el Ypresian comienzan a entregarse los primeros conglomerados.
Esta formación conglomerática muy espesa, denominada Poudingues de Palassou, es el indicador de la fase orogénica más importante del dominio pirenaico, la Fase Principal Pirenaica , que estuvo acompañada de deformaciones y levantamientos muy fuertes. Posteriormente, los conglomerados se superponen de manera discordante por estratos del final del Eoceno, por lo que la fase orogénica puede asignarse al intervalo Ypresiano / Luteciano , es decir, hace aproximadamente 50 a 40 millones de años.
En el lado sur de los Pirineos en Cataluña, las formaciones conglomeráticas plegadas se han fechado como luteciano superior a bartoniano , lo que representa el intervalo de hace 44 a 37 millones de años. También están superpuestos de manera discordante por sedimentos del final del Eoceno con una fauna continental.
La Fase Principal Pirenaica se manifestó a ambos lados de la zona axial como fallas inversas y empujes con desplazamientos bastante grandes. Los movimientos se dirigieron del lado francés al norte y del lado español al sur. Pero su disposición espacial no era simétrica; el lado español, por ejemplo, tiene estructuras de inmersión mucho más bajas. Las fallas y el empuje interrumpieron no solo la cubierta sedimentaria del Mesozoico y el Paleógeno, sino también grandes partes del basamento varisco. El sótano había fallado no solo rígidamente en los sistemas de fractura del Paleozoico, sino que también sufrió deformaciones alpinas intensas alrededor de heterogeneidades y anisotropías en su tejido estructural.
A la Fase Pirenaica le siguieron fases deformacionales de menor importancia, contribuyendo todas a la aparición final del orógeno. En el margen norte de la cuenca del Ebro, cerca de las Sierras Marginales, por ejemplo, el Oligoceno plegado está cubierto de manera discordante por el Mioceno detrítico y plano de origen continental. Esto apunta a otra fase de deformación al final del Oligoceno hace unos 25 millones de años.
Después del comienzo del Mioceno, el orógeno elevado sufrió una fuerte erosión, expresada por el vertido de enormes melazas en las cuencas de antepaís como, por ejemplo, la cuenca de Aquitania. En el Plioceno , se inició un renovado levantamiento, lo que llevó a la formación de enormes abanicos aluviales en el frente de la montaña, siendo un ejemplo notable el abanico aluvial de Lannemezan . Otra consecuencia importante de la elevación fue la penetración . Se han encontrado varios niveles de penetración en alturas muy diferentes (3000 a 2000 m en la Zona Axial, cerca de 1000 m en el Pays de Sault, cerca de 400 m en el macizo de Agly y a 100 m en las Corbières). Generalmente se vuelven más bajas en el este, con varias elevaciones hacia el final del Oligoceno, hacia el final del Mioceno ( peneplanation de Poncia ) y hacia el final del Plioceno ( peneplanation de Villafranchian ).
Los sedimentos neógenos se han conservado en los Pirineos principalmente en pequeños sepulcros cercanos al Mediterráneo (cerca de Cerdaña ). Los grabens también han sido inundados repetidamente por el Mediterráneo, como el grabens cerca de Ampurdan y los grabens en el Rosellón que contienen una fauna del Plioceno. Es muy probable que estas estructuras extensionales deban su existencia a movimientos renovados en las fracturas variscanas. La zona volcánica muy joven cerca de Olot probablemente tenga una causa similar.
Durante el Cuaternario , los Pirineos experimentaron varias glaciaciones , pero de mucha menos intensidad que, por ejemplo, en los Alpes. Grandes glaciares avanzaron a través de los valles del Gave d'Ossau , Gave de Pau , Garonne y Ariège en el lado norte francés. Hoy en día subsisten alrededor de 20 glaciares verdaderos más pequeños, así como circos y restos de glaciares (ejemplos son el glaciar Aneto, el glaciar Ossoue en el macizo Vignemale y los glaciares en Maladeta y Monte Perdido). Todos estos glaciares han experimentado un gran retroceso desde 1850 debido al calentamiento global . La superficie total de glaciares ascendía a 45 km 2 en 1870, mientras que en 2005 quedaban apenas 5 km 2 .
Evolución geodinámica
Los Pirineos han experimentado una evolución geológica muy larga con múltiples orogenias . Los restos de la corteza neoproterozoica (Canigou, Agly) apuntan a posibles dominios cadomianos . Las indicaciones de los movimientos caledonianos son algo más claras (conglomerados y rocas volcánicas en el Ordovícico). Durante la orogenia varisca en Pensilvania, la Zona Axial y la Zona Sur-Pirineos se convirtieron en parte integrante de lo que se convertiría en el microcontinente Iberia. Las Sierras Marginales formaban parte del Bloque Ebro , un tramo nororiental de Iberia. La apariencia de la Zona de los Pirineos Septentrionales es aún incierta, pero la Zona Subpirenaica ciertamente formaba parte del microcontinente Aquitania . Iberia y Aquitania estaban en el lado sur del empuje varisco del sur y, por lo tanto, constituían el promontorio del orógeno varisco. Ambos microcontinentes se originaron en el margen norte de Gondwana .
Al final de la orogenia varisca, Iberia todavía estaba conectada con el noroeste de Francia (el Macizo Armórico ) y muy probablemente era una prolongación del noroeste de Aquitania. Sus últimos movimientos fueron vitales para el ciclo alpino de la orogenia pirenaica. Esto es aceptado por la mayoría de los geólogos, pero los detalles de los movimientos de Iberia aún son inciertos.
Durante el Jurásico Superior , se estaba propagando una grieta desde el Atlántico central en expansión a lo largo del margen continental del noroeste de Francia hacia Aquitania . Esto sucedió probablemente ya en el Tithoniano . Como consecuencia, la grieta encajó a Iberia hacia el sur y la separó del Macizo Armórico. Como consecuencia, la corteza continental se adelgazó y, finalmente, la corteza oceánica comenzó a formarse en el Aptiano Medio: la apertura del Golfo de Vizcaya estaba en camino. La oceanización final del golfo de Vizcaya se logró en la época de Santonian / Campanian (hace unos 84 millones de años, como lo atestigua la polaridad magnética chron C 34). Los estudios paleomagnéticos muestran además una rotación de Iberia de 35 ° en sentido antihorario. El movimiento a la deriva de Iberia había abarcado todo el Cretácico Inferior. Debido al movimiento de rotación, el borde noreste de Iberia comenzó a interferir con Aquitania, primero creando separaciones transtensionales a lo largo de la Zona Norte de los Pirineos en el Medio Albiano . El adelgazamiento de la corteza asociado con el proceso de ruptura transtensional condujo al metamorfismo HT / LP en la zona de los Pirineos septentrionales, y su inicio data de hace unos 108 millones de años. Al mismo tiempo, finalmente se emplazaron las lherzolitas. El movimiento transcurrente a lo largo de la zona de desprendimiento de los Pirineos Septentrionales también estuvo acompañado de magmatismo alcalino que se extendió desde el Albiano Medio hasta el final del Coniaciano . La lenta progresión del metamorfismo hacia el oeste parece implicar una gran cizalladura sinistral entre Iberia y Aquitania, estimada como un desplazamiento de unos 200 km (el metamorfismo llegó al País Vasco hace sólo unos 80 millones de años en el Campaniano ).
Al comienzo del Turoniano, hace unos 90 millones de años, el régimen transtensional había terminado y fue reemplazado por la compresión . La ruptura en las cuencas basquo-cantábrica, pirenaica septentrional y subpirenaica se había detenido y comenzó la inversión de la cuenca; Las fallas tensionales se utilizaban entonces como empujes. Esta primera fase compresional bastante débil con tasas de acortamiento muy bajas (menos de 0,5 mm / año) duró hasta el final del Thanetian . En el lado español del orógeno se emplazaron las primeras láminas de empuje (Láminas de empuje del Pedraforca Alto, Bóixols y Turbón).
En Ilerdian y Cuisian veces ( Paleoceno / Eoceno de contorno, Thanetiense / Ypresian , hace aproximadamente 55 millones de años), los Pirineos se sometió a compresión muy fuerte en la corteza superior, dando lugar a la zonificación actual del orógeno y organización estructural. El orógeno se comprimió en una estructura asimétrica en forma de abanico debido a la subducción abortada de Iberia debajo de Aquitania. Esto se infiere del comportamiento de la discontinuidad de Mohorovicic, que en la Falla del Pirineo Norte salta abruptamente de 30 a 50 km de profundidad. Esta Fase Principal pirenaica se prolongó hasta hace unos 47 millones de años (inicio del Luteciano ), presentando altas tasas de acortamiento de 4,0 a 4,4 mm / año y emplazando, por ejemplo, el Bajo Pedraforca y el Montsec. [7]
Después de la fase principal pirenaica , siguieron otras fases de deformación por compresión durante el Oligoceno y el Plioceno . Desde el Neógeno , el orógeno presenta colapso post-cinemático (estructuras de graben en su extremo oriental, vulcanismo cerca de Olot) asociado a la extensión del Golfe de Lion y la apertura de la Abrevadero de Valencia . El orógeno todavía sufre una fuerte erosión (desde el Eoceno), movimientos isostáticos, extensión post-cinemática e incluso una nueva compresión (en los Pirineos occidentales) que pueden provocar terremotos de tamaño medio (un terremoto de magnitud 5,1 cerca de Arudy en 1980 [8 ] avec une magnitude de 5,1, près summary]) y un terremoto de magnitud 5,0 en 2006 cerca de Lourdes [9] y otros terremotos históricos que incluso destruyeron partes de pueblos, por ejemplo, un terremoto de magnitud ≥ 6,0 cerca de Arette en 1967, donde el 40% de los edificios resultaron dañados y el campanario de la iglesia se derrumbó).
Interpretaciones estructurales
La organización estructural asimétrica en forma de abanico y en forma de flor del orógeno pirenaico antes mencionada se ha interpretado hasta ahora de la siguiente manera: [10]
- como una estructura de colisión casi vertical con las fallas de empuje enraizadas en fallas verticales.
- como un orógeno alóctono, con Iberia empujada sobre la placa euroasiática, es decir, Aquitania .
- como un orógeno alóctono, con Aquitania habiendo prevalecido sobre Iberia. Se presume que las fallas verticales se aplanan en profundidad.
Las opiniones actuales favorecen que Iberia se someta debajo de Aquitania; esta interpretación parece estar apoyada por los resultados de los perfiles sísmicos profundos (ECORS) [11] y magnetotelúricos [12] a través del orógeno.
Las estimaciones del acortamiento global a lo largo del orógeno pirenaico se sitúan en su mayoría entre 100 y 150 km. Utilizando los datos de ECORS, Muñoz (1992) llega a 147 km de acortamiento con la subducción de la corteza media e inferior ibérica tomando alrededor de 110 km. [13] Otras interpretaciones de los datos de ECORS llevaron al reconocimiento de una corteza ibérica de 50 km de espesor que se subducía debajo de la corteza de Aquitania de 30 km de espesor. Como consecuencia, se formó un nivel de desprendimiento intracrustal de ángulo bajo a 15 km de profundidad, por encima de la corteza ibérica media e inferior en subducción. A lo largo de este desprendimiento, las rocas que ahora componen la Zona Axial, la Zona Sur de los Pirineos y las Sierras Marginales se deslizaban hacia el sur y ascendían gradualmente hasta la superficie. Con la constricción continua, la Zona Axial se abrochó en una pila antiformal dirigida al sur . Hacia el final de la subducción, se inició un retroceso cerca del rastro real de la falla pirenaica septentrional, que estaba cortando hacia arriba en la corteza de Aquitania utilizando su naturaleza previamente adelgazada y fallada. Cuando finalmente se bloqueó el proceso de subducción, partes de la Zona Axial del Norte y la Zona de los Pirineos del Norte con fragmentos de la corteza inferior y lherzolitas intercaladas en el medio fueron empujadas hacia el norte sobre la Zona Subpirenaica.
Ver también
- Prepirineo
- Subpirineos
- Geología de la península ibérica
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