Geologia dei Pirenei - Geology of the Pyrenees

Sezione geologica dei Pirenei

I Pirenei sono una catena montuosa intracontinentale lunga 430 chilometri, che colpisce più o meno est-ovest , che divide Francia, Spagna e Andorra . La cintura ha un'evoluzione geologica policiclica che risale al Precambriano . L'attuale configurazione della catena è dovuta alla collisione tra il microcontinente Iberico e il promontorio sud-occidentale della placca europea (cioè la Francia meridionale). I due continenti si stavano avvicinando l'uno all'altro dall'inizio del Cretaceo superiore ( Albiano / Cenomaniano ) circa 100 milioni di anni fa e di conseguenza si scontrarono durante il Paleogene ( Eocene / Oligocene ) da 55 a 25 milioni di anni fa. Dopo il sollevamento, la catena ha subito un'intensa erosione e riadattamenti isostatici . Una sezione trasversale della catena mostra una struttura a fiore asimmetrica con avvallamenti più ripidi sul lato francese. I Pirenei non sono solo il risultato di forze di compressione , ma mostrano anche un importante taglio sinistrale .

Disposizione geografica

I Pirenei sensu stricto si estendono in una direzione ovest-nord-ovest-est-sud-est (N 110) per oltre 430 km dal Golfo di Biscaglia a ovest fino al Golfe du Lion e al Golf de Roses a est, la loro larghezza attraverso lo sciopero varia tra 65 e 150 km. Sono delimitate a nord dal Fronte dei Pirenei settentrionali ( francese: Fronte nord-pirenei , anche faglia frontale dei Pirenei settentrionali o NPFF ), una grande faglia di spinta lungo la quale le unità della zona dei Pirenei settentrionali sono state trasportate nella zona subpirenaica , parte più meridionale del bacino d'Aquitania , il loro avamposto settentrionale . Il loro limite meridionale è la faglia frontale dei Pirenei meridionali . Qui, le sezioni di spinta delle Sierras Marginales e dei loro equivalenti laterali sono spostate verso sud sul bacino dell'Ebro .

Tuttavia, in un senso più ampio, geologicamente più significativo, i Pirenei continuano più a ovest nelle montagne basche e cantabriche (la catena basco-cantabrica ). Alla fine scompaiono lungo il margine continentale delle Asturie . Allo stesso modo a est, non solo svaniscono nel Mediterraneo, ma seguono il loro corso attraverso le unità di falda del massiccio delle Corbières nel Bas Languedoc e persino nella Provenza meridionale . Alla loro estremità più orientale in Provenza, le tipiche tendenze delle pieghe dei Pirenei sono sovrapposte alle strutture alpine per essere finalmente tagliate dall'arco delle Alpi occidentali . La catena dei Pirenei nel senso più ampio è lunga quasi 1000 km.

Organizzazione strutturale dell'orogeno

Un profilo attraverso i Pirenei sensu stricto mostra una disposizione a ventaglio, a forma di fiore. La struttura è fortemente asimmetrica con un lato nord francese più ripido e stretto e un lato sud spagnolo molto più ampio e più dolcemente inclinato.

L'orogeno a doppia faccia può essere suddiviso in diverse zone tettoniche, da nord a sud, che sono delimitate da grandi faglie con andamento est-ovest:

Durante lo sciopero, l'orogeno pirenaico può essere suddiviso in tre domini distinti: un dominio orientale che si estende dal Mediterraneo al fiume Segre , un dominio centrale che si estende dal fiume Segre alla faglia di Pamplona e un dominio occidentale oltre la faglia di Pamplona.

Avamposto settentrionale

Articolo principale: bacino d'Aquitania

Zona subpirenaica

La zona subpirenaica fa parte geologicamente del bacino d'Aquitania, l'avamposto settentrionale dei Pirenei, ed è stata raggiunta dall'orogenesi dei Pirenei. La zona era ripiegato durante l'Eocene e sovrascorrimento en echelon dal Pirenei Zona Nord lungo l'asse nord dei Pirenei anteriore. Queste spinte verso l'alto cambiano il loro carattere a ovest e ad est dell'orogene, dove diventano simili a nappe , esempi sono il Bas Adour Nappe a ovest e il Corbières Nappe a est. Quest'ultimo prosegue più a est attraverso pieghe e fasce tettoniche vicino a Saint-Chinian , attraverso la piega vicino a Montpellier per unirsi al South Provence Thrust vicino a Sainte-Baume , che scompare gradualmente a sud di Brignoles .

All'interno dei Pirenei sensu stricto , la zona subpirenaica è costituita da sedimenti del Cretaceo superiore e di Paleogene molto spessi negli affioramenti superficiali. I sedimenti mostrano pieghe semplici seguendo un andamento WNW-ESE.

Il sottosuolo, tuttavia, ha una struttura molto più complicata a causa dei diapiri salini del Triassico e delle spinte nord-vergenti. Nascosti sotto una copertura mesozoica spessa più di 6000 metri ci sono probabilmente più di 6000 m di rocce basali paleozoiche . La copertura mesozoica è costituita da fino a 1500 m di Triassico, ben oltre 500 m di Giurassico e più di 3000 m di sedimenti Cretacei.

Lo strato spesso fino a 500 m del Triassico inferiore ( Buntsandstein ) comprende conglomerati , brecce , arenarie brune , argilliti , scisti e siltiti . Il Triassico medio ( Muschelkalk ) può raggiungere uno spessore di 400 m e mostra argille limose, depositi evaporitici e micriti dolomitiche . Il fino a 500 m di spessore Triassico superiore Keuper depositi sono costituiti da sedimenti ricchi di carbonato, sale , siltiti e intercalato ophitic Diabase / olivina dolerites . Il Lias inferiore è una sequenza trasgressiva con un massimo di 200 m di arenaria non marina, calcare marino vicino alla costa ed evaporiti. Una fauna pelagica in alto suggerisce condizioni marine aperte. Il Lias medio e superiore sono costituiti da 230 m di sedimenti di piattaforme marine poco profonde (calcare bioclastico, calcare argilloso e calcare micritico). Durante il Giurassico medio , una barriera oolitica , costituita principalmente da micriti argillose, separa un ripiano esterno da uno interno. I depositi del Giurassico superiore ( Malm ) sono principalmente scisti e carbonati. Verso la fine del Giurassico, sono stati stabiliti ambienti ristretti con dolomicriti, calcari a bande ed evaporiti. Lo strato inizia Bassa Cretaceo con arenarie, scisti, calcari, e calcareo breccia nel Neocomian, seguiti da Barremiano marne e calcari. Durante l' Aptiano inferiore furono deposte arenarie, scisti, marne sabbiose e calcari. L'Aptiano superiore e l' Albiano sono principalmente marne e calcari. Il Cretaceo superiore comprende un litorale turoniano con arenarie e calcari sabbiosi. All'inizio del Senoniano ( Campano ), si era formato un profondo avvallamento (Bacino Subpireneo) che riceveva una sequenza di flysch molto spessa . I flysch campani e di Maastricht comprendono 2000-3000 m di fini periodicamente interstrati (marne, scisti calcarei e argille ) e sedimenti più grossolani (conglomerati, arenarie e grovette ). Vicino al confine K / T, il Bacino Subpireneo era pieno di depositi rossi continentali nella facies garumniana, includendo anche uova di dinosauro in alcuni punti. A questo punto il Bacino Subpireneo ha subito un ripiegamento accompagnato da un debole metamorfismo .

Sopra l'Albiano e prima dell'inizio del Campano, si verificano rocce vulcaniche tra cui lave basaltiche , spilite e diabasi, ma anche rocce piroclastiche come tufo , tufo lapillo, breccia vulcanica e agglomerato . Le rocce vulcaniche possono essere tagliate trasversalmente da argini di lamprophyre .

In epoca Paleocene / Eocenica , il mare trasgrediva dall'Atlantico nel Bacino Subpireneo che si comportava come una discesa verso i Pirenei che si alzavano lentamente immediatamente a sud. Si è depositata una successione molto spessa (da 2000 a 3000 m) di sedimenti detritici o calcarei a grana fine. La sedimentazione si è interrotta nel tardo Eocene a causa di una forte compressione (fase principale dei Pirenei).

In prossimità della faglia di Muret , faglia da sciopero laterale sinistra e prolungamento della faglia di Tolosa a sud, la zona subpirenaica può essere divisa in due metà disuguali. La metà orientale tra i fiumi Garonna e Aude può essere suddivisa in tre diverse zone (da nord a sud):

  • un avamposto settentrionale.
  • una zona ripiegata larga 10 km. Il suo confine settentrionale sono le catene dei Petits Pyrénées , che sono al di sopra di una spinta cieca. Questa zona si restringe ad est e scompare prima di raggiungere l'Aude. I sedimenti comprendono un Triassico portante di gesso sul fondo seguito da un Giurassico spinto internamente e una sequenza di copertura molto spessa di sedimenti flysch del Cretaceo superiore .
  • una stretta fascia di flysch nel sud. Questa sequenza di flysch abbastanza spessa è stata depositata anche nel Cretaceo superiore. È stato ribaltato in una posizione quasi verticale da movimenti di spinta sul fronte dei Pirenei settentrionali e ora forma il fianco meridionale ribaltato di una sincronia asimmetrica .

Nella metà occidentale è presente solo l'avamposto settentrionale; è costituito da sedimenti mesozoici epicontinentali leggermente piegati, ma fortemente articolati , coperti e nascosti da sedimenti molasse miocenici . Gli insiemi di pieghe che colpiscono est-ovest e nord-ovest-sud-est interferiscono e sono tagliati da faglie con andamento nord-est. Nel sottosuolo sono presenti anche diapiri salini del Triassico.

All'interno dell'avamposto settentrionale a est del fiume Aude, appare il sollevamento del basamento paleozoico del Mouthoumet , un horst inclinato a sud e coperto da strati continentali dell'Eocene .

I treni pieghevoli della zona subpirenaica sono interrotti nel Bas Languedoc dalla faglia di Cévennes , una delle principali faglie di scorrimento laterale sinistro .

Zona dei Pirenei settentrionali

La zona dei Pirenei settentrionali è piuttosto stretta, di solito larga solo circa 10 km, ma può allargarsi fino a 40 km. È caratterizzato da una piegatura molto forte. La zona è spinta a nord lungo il fronte dei Pirenei settentrionali, il suo limite settentrionale, sulla zona subpirenaica. Questo movimento di spinta comprimeva l'avamposto eccessivo e di conseguenza induceva il ripiegamento nella zona subpirenaica. La zona dei Pirenei settentrionali è essa stessa sovrastata dalla zona assiale lungo la faglia dei Pirenei settentrionali ( NPF ), una faglia inversa ad alto angolo che forma il suo confine meridionale. La faglia dei Pirenei settentrionali è caratterizzata da miloniti altamente tese . Le rocce nelle vicinanze presentano linee orizzontali che sottolineano l'importanza della faglia come zona di taglio maggiore. Altrove nella zona dei Pirenei settentrionali, anche il gradiente di deformazione è elevato ma la direzione di allungamento è generalmente verticale.

Il pacchetto sedimentario spesso più di 6000 m della zona dei Pirenei settentrionali è formato da rocce mesozoiche (Giurassico e Cretaceo) che si sono staccate sopra evaporiti del Triassico superiore e successivamente scivolate a nord. In contrasto con la zona subpirenaica, la zona dei Pirenei settentrionali contiene pochissimo Paleogene. I depositi di scisto e evaporite del Triassico superiore (Keuper) contengono localmente dolomiti , tufi e diabasi (ofiti) intercalati; questi depositi si comportano plasticamente e comunemente formano un mélange tettonico con contatti espressi come superfici di decollemento . Dall'inizio del Giurassico fino alla fine del Cretaceo inferiore, una piattaforma carbonatica di acque poco profonde si è sviluppata durante la quiescenza tettonica con la sedimentazione principalmente di calcari. Il Medio Albiano ha assistito a un importante cambiamento della facies delle condizioni marine profonde. Tale passaggio segna l'inizio della Pirenei bacino del Nord , 400 km di lunghezza attraverso di pull-parte origine riempito con unconformable, torbiditiche sedimenti flysch durante il Cretaceo superiore. In epoca dell'Albania Superiore, questo bacino smontabile si era diviso in una depressione interna vicino alla faglia dei Pirenei settentrionali che ospitava il Flysch ardoisier e una depressione esterna più a nord riempita dal Flysch noir . Successivamente, durante il Turoniano e il Coniaciano, la depressione del flysch esterno ha ricevuto il cosiddetto Flysch à fucoides , una successione molto fitta di fanghi / marne calcaree intercalate e calcareniti sabbiose. Questo flysch è seguito da una serie regressiva nei calcari della piattaforma Maastrichtiana ( Marnes de Plagne ) ( Calcaires nankins ), nonché nei depositi lagunari e lacustri. Complessivamente la serie Coniaciano-Maastrichtiana raggiunge uno spessore di 3000 m.

Il basamento paleozoico perfora la copertura sedimentaria in diversi sollevamenti a forma di mandorla, a forma di orrore, le loro dimensioni vanno da 1 a 300 km 2 . Ne sono un esempio i cosiddetti massicci satelliti nord-pirenei ( rialzi dei sotterranei dei Pirenei settentrionali) tra Lourdes e Perpignan , tra cui i seguenti rialzi: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach , Saint-Barthélémy , Salvezines e Rabat-les-Trois-Seigneurs , oltre a diversi sollevamenti nel nord dei Paesi Baschi . Questi sollevamenti hanno origine di taglio laterale sinistro e sono inclinati a nord; contemporaneamente presentano anche una componente di taglio verticale. Probabilmente si sono formati nell'orogenesi variscana . Nei rilievi seminterrati si trovano principalmente gneiss precambriani e gneiss granulitici (nel massiccio dell'Agly) e rocce ignee e metamorfiche paleozoiche.

Una piccola striscia larga al massimo 5 km appena a nord della faglia dei Pirenei settentrionali ha subito un metamorfismo dinamico e termico durante l' Albiano / Cenomaniano circa 110 milioni di anni fa (alta temperatura / bassa pressione, tipo "HT / LP"). Anche alcuni domini a nord dei rilievi seminterrati sono stati metamorfizzati (ad esempio nella Bigorre e nelle Corbières meridionali). Il metamorfismo è stato isochimico senza introduzione di elementi estranei e ha interessato solo le rocce di copertura sedimentarie che sono state trasformate in marmo e hornfels . Il basamento paleozoico non è stato interessato, probabilmente a causa del suo stato già disidratato.

Lherzolite dalla zona dei Pirenei settentrionali, L'Étang de Lers, Ariège

Sparsi all'interno della striscia metamorfica sono diversi casi di lherzoliti (inclusa la loro località tipo a Lers ). Sono stati estrusi dal mantello superiore lungo faglie profonde. I lherzoliti sono associati con anfiboliti , pirossenite e anfibolo -bearing peridotiti . Tutte queste rocce del mantello sono disposte in sciami, il più grande affioramento a Moncaup raggiunge solo 3 km 2 . Sono ampiamente distribuiti, essendo stati trovati da Béarn fino all'Aude . La loro modalità di posizionamento non è stata ancora chiarita, ma i seguenti fattori sono rilevanti:

  • marmi del Giurassico e del Cretaceo inferiore associati della fascia metamorfica.
  • granuliti dei montanti seminterrati nelle vicinanze.
  • kinzigiti migmatitiche .
  • la stretta associazione spaziale con la faglia dei Pirenei settentrionali un po 'più a sud.
  • I clasti sedimentari di lherzolite si verificano nei marmi della fascia metamorfica, quindi le lherzoliti devono essere più antiche del metamorfismo.

Sparsi nella zona dei Pirenei settentrionali sono anche alcune occorrenze di rocce vulcaniche . Sono intercalati nei sedimenti del Lias e del Cretaceo superiore (da Aptiano a Campano ) e si trovano principalmente ad ovest (vicino a Tarbes , Orthez e nei Paesi Baschi). Sono costituiti da silice sottosatura spilite , picriti e nefelina sieniti . Rocce diga associati sono lamprofiri ( camptonites e monchiquites ).

Altre caratteristiche di interesse sono diverse formazioni di brecce post-metamorfiche .

La zona dei Pirenei settentrionali può essere suddivisa in tre sottozone delimitate da faglie maggiori:

  • una sottozona settentrionale. La sua copertura sedimentaria si è staccata dai rilievi interrati più a sud. Contiene flysch del Cretaceo superiore.
  • una sottozona intermedia. Qui spuntano i rialzi del seminterrato.
  • una sottozona meridionale. È stata interessata dal metamorfismo e contiene affioramenti di rocce ultramafiche .

La zona dei Pirenei settentrionali è attraversata a ovest da faglie con tendenza NNE-SSO e scivolamento laterale sinistro e poi si trasforma nella cintura di piega del Paese Basco. A est, prosegue dopo una curva a gomito delle Corbières fino al sud della Provenza. All'estremità orientale, i treni di piega del Miocene che colpiscono nord-ovest-sud-est delle Alpi occidentali iniziano a interferire e alla fine travolgono completamente le strutture pireneiche.

Zona assiale

Maladeta , un massiccio granodioritico nella Zona Assiale, con ghiacciai e sedimenti di copertura paleozoica (anteriore destra)

La zona assiale , chiamata anche zona assiale primaria , è un'enorme cupola seminterrato di rocce precambriane e paleozoiche ( primarie ) piegate e metamorfizzate durante l'orogenesi variscana e intruse da granitoidi variscani in fase avanzata . Tutte le vette più alte dei Pirenei si trovano nella zona assiale, da cui il nome.

Tra i granitoidi variscani ci sono i graniti biotiti ( Canigou , Massiccio Quérigut ), i graniti a due miche ( Massiccio Caillaouas ) e granodioriti ( Bassiès , Maladeta ). I granitoidi sono principalmente intrusioni epizonali poco profonde, ma sono rappresentate anche rocce mesozonali e catazonali.

Le alte quote della Zona Assiale (generalmente superiori a 3000 m) sono compensate isostaticamente da un accresciuto spessore della crosta continentale . Ad esempio, sotto il massiccio della Maladeta, una zona radicale si è formata in modo tale da incontrare la discontinuità Mohorovicic a una profondità di 50 km. Allo stesso modo, sulla maggior parte dei picchi della Zona Assiale, può essere rilevata un'anomalia di gravità negativa che scompare lentamente a est.

Il basamento è attraversato da importanti zone di frattura tardo-varisica che colpiscono est-ovest che sono state riattivate durante il ciclo dell'orogenesi alpina. Nella parte orientale della zona assiale, le fratture sono generalmente verticali, un buon esempio è la faglia di Merens milonitica a Pic del Port Vell vicino a Mérens-les-Vals . Nella parte occidentale, le fratture si immergono più dolcemente verso nord e si comportano come spinte a scaglione disposte in modo nord-ovest-sud-est; lungo queste fratture, il basamento della Zona Assiale sovrasta le unità sedimentarie mesozoiche a sud. Buoni esempi sono le spinte en echelon a Eaux Chaudes , Gavarnie e Bénasque —Las Nogueras (riferite al corso superiore dei fiumi Noguera Ribagorzana e Noguera Pallaresa ). In concomitanza con le spinte si è sviluppata una scistosità che ha interessato il basamento nonché la copertura sedimentaria implicando un'origine alpina. Tutte queste fratture rappresentano una compressione complessiva della zona assiale del 20%, che si traduce in circa 10-20 km di accorciamento crostale. Di conseguenza, la zona assiale è stata compressa in una pila antiformale diretta a sud .

La zona assiale scompare nell'Haut Béarn come una pericline al di sotto della copertura sedimentaria del Cretaceo superiore solo per riapparire nei rilievi sotterranei di Aldudés - Quinto Réal , il più meridionale dei massicci baschi baschi. A est la zona assiale viene downfaulted in Neogene e Quaternario graben di Catalogna del Nord e scompare sotto il Mediterraneo finalmente.

La sezione centrale e orientale della zona assiale è delimitata a nord dalla faglia dei Pirenei settentrionali, un sistema di faglie inverse che colpiscono N 110 e che scendono ripidamente. La traccia della faglia dei Pirenei settentrionali si fa sempre più diffusa ad ovest di Lourdes ; vicino ai massicci baschi baschi, sembra essere spostato a sud da una faglia di uno strappo e quindi forse continua in Spagna a sud della fascia di marmo basca ea sud della cintura basca . In Cantabria , raggiunge finalmente la costa atlantica. Il limite meridionale della Zona Assiale si estende completamente sul territorio spagnolo. È rappresentata da una faglia inversa alpina lungo la quale i sedimenti della Zona Pirenaica Meridionale vengono sovrascritti dalla Zona Assiale. A est, la zona assiale si attesta direttamente contro i pannolini dei rappresentanti orientali delle Sierras Marginales.

Zona dei Pirenei meridionali

Monte Perdido , un'unità di spinta sedimentaria interna della zona nord - occidentale dei Pirenei meridionali .

La zona dei Pirenei meridionali è costituita da una sequenza sedimentaria mesozoico-eocenica che si è staccata dalla zona assiale all'interno degli orizzonti evaporitici del Triassico medio o superiore e di conseguenza è stata trasportata verso sud. Il seminterrato di questa sequenza non affiora. Il moto verso sud è stato "canalizzato" da due grandi faglie coniugate, a ovest dalle pieghe e spinte più o meno nord-sud in prossimità del fiume Cinca (anticlinali Mediano e Boltaña), e ad est dalle pendici nord-est-sud-ovest- trend en echelon wrench faults al fiume Segre . In quest'ultimo, il sistema di spinta forma un ventaglio embricato emergente di rottura (spinta all'indietro) che si è sviluppato durante l'ultimo Eocene e l'inizio dell'Oligocene. A causa della costrizione, la copertura sedimentaria è stata costretta a diversi sovratensioni interne, esempi sono la falda del Monte Perdido e la falda della Cotiella a nord-ovest. In posizione più centrale è il Bóixols Thrust Sheet che continua più a est nel Pedraforca Thrust Sheet (unità superiore). Il Bóixols Thrust Sheet è spinto all'indietro, ma prevale anche sul Montsec Thrust Sheet a sud. I suoi sedimenti raggiungono i 5000 m di spessore e sono per lo più di età del Cretaceo inferiore. Il Montsec Thrust Sheet è correlato all'unità inferiore del Pedraforca Thrust Sheet. È costituito da uno strato spesso 2000 m di calcare del Cretaceo superiore seguito da conglomerato sintettonico, arenaria e scisto dell'Eocene inferiore e medio.

Le spinte interne hanno portato naturalmente ad un sostanziale aumento di spessore. La zona dei Pirenei meridionali termina infine lungo la spinta dei Pirenei meridionali dove il foglio di spinta di Montsec supera le Sierras Marginales .

I moti di spinta che formavano un sistema di spinta imbricato con bacini piggyback associati ebbero luogo principalmente durante l'Eocene. Le distanze percorse dai teli di spinta sono ancora dibattute, stime che variano da relativamente piccole fino a 30-50 km.

Sierras Marginales

Carta geomorfologica della Catalogna:

Le Sierras Marginales (in spagnolo: Border Ranges) sono le Sierras Aragonesas e le Serres Catalanes dei Pre-Pirenei meridionali . Sono, molto simili alla zona dei Pirenei meridionali, formate da una successione sedimentaria mesozoico-eocenica, anche se con uno spessore molto ridotto di circa 900 m. La successione comprende bauxiti Keuper , Giurassiche, non conformabili del Cretaceo inferiore, Cretaceo superiore non conformabile, Paleocene nella facies garumniana e Eocene inferiore. Unità delle Sierras Marginales sotto la spinta delle successioni del bacino dell'Ebro. Successivamente queste spinte sono state coperte in modo non conforme dalle sequenze dell'Oligocene e del Miocene dal bacino dell'Ebro. A ovest, le Sierras Marginales sono delimitate dalla Jaca-Pamplona Thrust Sheet, che consiste in una più giovane successione sedimentaria Eocene-Oligocene. In questo strato di spinta a ovest del fiume Gállego , le strutture si semplificano: nei Pirenei baschi e cantabrici , la copertura sedimentaria è interessata solo da treni pieghevoli lunghi e relativamente aperti, che sono occasionalmente perforati dal sale Keuper a cupola. Ad est, le Sierras Marginales sono rappresentate dal Tettonicamente comparabile Port del Comte Thrust Sheet e dal Cadí Thrust Sheet , che sono costituiti essenzialmente da una successione eocenica.

Le Sierras Marginales sono sovrastate a nord dallo strato di spinta Montsec della zona dei Pirenei meridionali.

La fine dei moti di spinta diretti a sud era diacrona e migrò da est a ovest. Ad esempio, nel Cadí Thrust Sheet, i movimenti si sono fermati 34 milioni di anni fa (confine Eocene / Oligocene), mentre nel Jaca-Pamplona Thrust Sheet si sono fermati fino a 23 milioni di anni fa (confine Oligocene / Miocene).

Avamposto meridionale

L'avamposto meridionale dell'orogene dei Pirenei è il bacino dell'Ebro o bacino dell'Ebro Foreland . Può essere diviso in una sezione di Southern Folded Foreland nel settore catalano nord-orientale e una sezione principale pianeggiante sostanzialmente non deformata che occupa il resto. Come la zona subpirenaica a nord, anche la Southern Folded Foreland è stata interessata dai moti di spinta delle Sierras Marginales e dei loro rappresentanti orientali. L'intensità di piegatura indotta diminuisce quanto più ci si allontana dai fronti di spinta fino a raggiungere l'indeformabile bacino dell'Ebro. Gli andamenti di piega seguono più o meno la direzione pirenaica o paralleli ai fronti di spinta, ma girano NE-SW in prossimità del fiume Segre (es. Oliana Anticline ).

La successione sedimentaria nel bacino dell'Ebro mostra rocce paleozoiche alla base seguite da letti rossi del Cretaceo superiore / Paleocene inferiore e calcari eocenici , marne marine ed evaporiti dell'Eocene superiore ( evaporiti Cardona ). L'oligocene inferiore è conglomeratico e pro-gradi verso sud in depositi evaporiti e lacustri. Nel Southern Folded Foreland, la serie del Paleogene ripiegato è ricoperta in modo non conforme da strati piatti del Miocene e del Pliocene non marini del bacino principale dell'Ebro.

Il bacino dell'Ebro si approfondisce verso la faglia frontale dei Pirenei meridionali dove comprende 3000 m di riempimento sedimentario. Questo si riduce a 1500 m vicino al fronte di spinta della Sierra Marginales. La parte più profonda del bacino con 5000 m di sedimenti si trova vicino a Logroño nella sua estremità più nord-occidentale.

Evoluzione dell'orogeno

A causa della sua evoluzione geologica policiclica, i Pirenei possono essere attribuiti a due grandi cicli orogenici:

  • un ciclo prealpino.
  • un ciclo alpino.

Ciclo orogenico prealpino

Precambriano

Studi strutturali e petrologici nelle rocce metamorfiche della Zona Assiale e della Zona Pirenei Settentrionali sono stati in grado di dimostrare l'esistenza di resti precambriani incorporati. Ad esempio, nel seminterrato del massiccio del Canigou e nel sollevamento interrato dell'Agly, sono stati scoperti i resti di un basamento precambriano (riconosciuto dalla datazione radiometrica sui granitoidi e da alcune strutture di origine tettonica), che sono stati successivamente incorporati nel Variscan orogen dai movimenti tettonici e dal metamorfismo associato.

I risultati radiometrici originali, tuttavia, non sono stati confermati dal metodo SHRIMP (sono state trovate solo età Ordoviciane comprese tra 477 e 471 milioni di anni). L'origine cadomiana del seminterrato è quindi incerta.

Le rocce Precambriane sono principalmente gneiss e meta-sedimenti di facies di anfibolite e granulite intruse da charnockiti .

Neoproterozoico e Paleozoico

Le rocce metamorfiche Cambro-Ordoviciano comprendono migmatiti dell'alto grado facies anfibolitica, micascisti con andalusite , cordierite e staurolite di minori anfibolite facies grado, e filladi di facies greenschist grado.

I sedimenti epicontinentali e psammitici del Neoproterozoico e del Paleozoico inferiore sono una successione detritica molto spessa ( argilla - arenaria ) essenzialmente priva di fossili . Questi sedimenti furono in gran parte successivamente sovrastampati dall'orogenesi variscana. Intercalati vicino alla base della successione detritica sono i carbonati.

I (meta) successione inizia sedimentarie con il 2000-3000 m di spessore Canaveilles Gruppo nel Ediacarian circa 580 milioni di anni fa. I suoi sedimenti sono costituiti principalmente da scisti e grovigli con rioliti e carbonati intercalati . All'interno del Cadí Thrust Sheet calcari portanti archeociatidi si sono sviluppati durante il Cambriano inferiore . All'inizio del Medio Cambriano, il gruppo Canaveilles è sostituito dal gruppo Jujols , una serie di flyschoid spessa 2000 m che comprende scisti , scisti e siltiti interstrati con carbonati e quarziti. Il gruppo Jujols è meno metamorfico del gruppo mesozonale Canaveilles. La sua sedimentazione è durata probabilmente nell'Ordoviciano più basso .

Dopo una pausa di più, fino a 100 m di Caradocian (stadio ordoviciano 5 e 6) conglomerato follow discordanza sulla Jujols Group-il Conglomerato Rabassa . Questo è sovrastato da quasi 500 m della Formazione Cava , grovigli intercalari e scisti contenenti orizzonti vulcanici. La Formazione Estana, spessa 200 m , è costituita da calcari e scisti calcarei. La sua estremità, i calcari dell'Ordoviciano, contengono una fauna bentonica ( brachiopodi , briozoi , cistoidi ) e conodonti . La successione si conclude con la Formazione Ansobell (da 20 a 300 m) mal stratificata , scisti scuri che portano microconglomerati che indicano un ambiente deposizionale glaciomarino. La Formazione Ansobell può sviluppare una non conformità e talvolta segue direttamente la Formazione Cava.

Le rocce vulcaniche incluse ei conglomerati suggeriscono condizioni tettoniche instabili, che sono probabilmente collegate a una fase iniziale dell'orogenesi caledoniana ( Fase Taconiana ).

Durante il Rhuddanian ( Silurian ) si depositarono inizialmente 20 m di rocce quarzitiche, la Bar Quartzite , seguiti da 50 a 250 m di scisti scuri, grafitici , portatori di graptolite . Lo spessore degli scisti può aumentare a ovest fino a 850 m. Occupano quasi tutto il Siluriano ( Aeroniano fino a Pridoli ), documentato dai graptoliti. Nella loro sezione superiore ( Ludlow ), gli scisti incorporano orizzonti calcarei e noduli calcarei (con conodonti, nautiloidi , bivalvi , crinoidi e ostracodi ). A ridosso dei massicci baschi, la facies calcarea si trasforma in una facies detritica di pietre di sabbia e limo intercalate. Gli scisti graptoliti sono stati successivamente trasformati in ardesie di facies anfibolite inferiore . Formano importanti superfici scollate .

Il devoniano è marino e ricco di fossili ( spiriferidi e trilobiti come facops ). Consiste di sei aree deposizionali (e una ricchezza di formazioni) che differiscono notevolmente nella loro evoluzione sedimentaria (specialmente nei Pirenei baschi). Generalmente nei Pirenei occidentali prevale la facies marina superficiale, mentre nei Pirenei orientali predomina la facies emipelagica con occasionali alture. Devoniano ha spessori molto variabili, la sua 100-600 m-e in luoghi 1.400 successione -thick è costituito da molte facies sedimentaria differenti come grovacca , reefal calcari e arenarie. Piuttosto distintivi sono i calcari fasciati dal rosa al rosso, blu o verde e calcari nodulari, i cosiddetti griottes del Famennian inferiore . Si verificano anche scisti calcarei e scisti neri.

Il Lochkovian è costituito da scisti neri e calcari ed è molto ricco di conodonti. Durante il Pragiano si formò un cuneo silicoclastico, la Quarzite di San Silvestre della Formazione Basibé . Il periodo dal Givetiano superiore al Frasniano ha visto differenze litologiche pronunciate e tassi di sedimentazione aumentati. Nel Frasnio inferiore si svilupparono complessi di barriera corallina, ma allo stesso tempo il materiale silicoclastico veniva trasportato nel dominio occidentale, centrale e basco. All'inizio del Medio Famenniano , la sedimentazione nei Pirenei divenne di nuovo più uniforme e fino alla fine del Devoniano furono deposti calcari monotoni condensati portatori di cefalopodi ( calcari Griotte e calcari Supragriotte nodulari da grigi a rosati ). Verso la fine del Famennian, i primi hiati iniziarono ad apparire che portarono alla completa emersione dei Pirenei occidentali all'inizio del Mississippian . La corrispondente non conformità, che esiste solo nei Pirenei occidentali, appartiene a una fase iniziale di deformazione dell'orogenesi variscana ( fase bretone ).

Solo nei Pirenei occidentali il Lower Carbonifero (Mississippiano) si distingue dai sedimenti devoniani per un'inconformità, a cominciare dal mare con un letto trasgressivo di quarzo- ciottoli. In qualsiasi altro luogo, i calcari delle Supragriotte sono conformabilmente ricoperti da sedimenti pre-orogenici che iniziano con i Cherts inferiori del Tournaisian . I Cherts inferiori sono costituiti da 50 m di selci neri con noduli di fosfato interstrati con scisti neri. Dopo un intermezzo di calcari grigi, nodulari, portatori di goniatite , i Cherti Superiori furono depositati durante il Viséan : ciliegie grigie o verdi a volte intercalate con piroclasti e terminanti con calcari nodulari grigi.

Il Mississippiano in seguito si trasforma nei sedimenti detritici sinorogenici spessi quasi 1000 m della Kulm-facies . Un'eccezione sono i Pirenei occidentali, dove, durante il Serpukhovian , calcari laminati grigio scuro precedono il Kulm. I sedimenti diacroni di Kulm sono un intreccio simile a flysch ( torbiditi ) di arenarie e scisti scuri, precursori dei movimenti tettonici variscani. Contengono anche strati di calcari emipelagici, conglomerati, brecce carboniose e olistoliti . La sedimentazione della facies Kulm è iniziata ad est già al confine Viséan / Serpukhovian ( Namurian ), ma a ovest del fiume Gallégo, è iniziata solo all'inizio della Pennsylvanian (Upper Westphalian, Bashkirian ). Nei Pirenei baschi, la sedimentazione del Kulm si è protratta nel Moskovian . I sedimenti Kulm sono stati depositati come depositi di canyon sul versante continentale o come ventagli sottomarini in un'avampiede migrante a sud-ovest dell'orogeno Variscano.

Orogenesi variscana

L'orogenesi variscana si esprime come un'importante discordanza all'interno della successione sedimentaria paleozoica, solitamente posta al di sopra del Basso Westfalia ( Bashkirian ) e al di sotto dello Stephanian ( Moscovian ), ma a volte già al di sotto dell'Alto Westphalian. I movimenti tettonici sono quindi avvenuti circa 310 milioni di anni fa, datati da piante fossili.

L'Alta Westfalia mostra un'importante discordanza alla sua base ed è costituita da conglomerati . Il Moscoviano è rappresentato da scisti blu-neri, sovrastati dalla cosiddetta Unità Grigia del Kasimoviano (Stephanian B) e dagli Strati di Transizione del Gzhelian (Stephanian C e Autunian). Questi sedimenti sono non metamorfici o solo debolmente metamorfizzati, mentre i sedimenti al di sotto della non conformità hanno sperimentato pienamente il metamorfismo variscano.

Gli effetti di vasta portata dell'orogenesi variscana hanno influenzato il dominio dei Pirenei in molti modi. Di primaria importanza erano le sollecitazioni di compressione che piegavano i sedimenti paleozoici. Si svilupparono diverse generazioni di pieghe, a volte sovrapposte. Associate alle pieghe sono le schistosità . Anche i sedimenti paleozoici e il suo basamento precambriano furono metamorfizzati in condizioni di alta temperatura e bassa pressione ( HP / LT ). In alcuni punti è stata raggiunta l' anatassi , un esempio è stato lo scioglimento di alcuni gneiss precambriani del seminterrato prevariscano insieme ai loro avvolgenti micascisti . Un'altra importante conseguenza dell'orogenesi fu il magmatismo tardo-orogenico che ricorre a granitoidi ( granodioriti e graniti biotitici ) di composizione prevalentemente acida ma occasionalmente anche di base. Tra questi granitoidi vi sono corpi intrusivi profondi, piuttosto diffusi, associati alle migmatiti , ma anche tipici plutoni ben definiti che spesso si elevano nei nuclei delle anticlinali all'interno della cintura varisica. Il magmatismo principale è durato da 310 a 270 milioni di anni (età di raffreddamento tardo Pennsylvanian e primo Permiano). Un buon esempio del magmatismo principale è la granodiorite Maladeta vecchia di 280 milioni di anni .

Anche importante era la frattura in fase avanzata in condizioni fragili. Le fratture in via di sviluppo probabilmente seguivano zone deboli già iniziate durante il Paleozoico. La direzione principale di queste fratture è WNW-ESE, la cosiddetta direzione dei Pirenei , un ottimo esempio è la faglia dei Pirenei settentrionali. Queste fratture giocheranno un ruolo decisivo durante l'ulteriore sviluppo dell'orogeno.

Ciclo orogenico alpino

Confronta anche con: Bacino d'Aquitania - Evoluzione sedimentaria

Pennsylvanian, Permiano e Triassico inferiore

Pic du Midi d'Ossau , residuo di un edificio vulcanico del Permiano

I sedimenti depositati dopo la fase asturiana nell'Alto Westfalia (Moscova) fino al Triassico superiore possono essere considerati molasse dell'orogeno variscano che ha subito un'estensione in fase avanzata. In mezzo grabens 2500 di sedimenti accumulati alla fine del Carbonifero e nel Permiano, principalmente intercalati non marine e basalti - andesitico rocce. Formazioni detritiche di affinità lacustre con misure di carbone durante lo Stephanian ( Kasimovian e Gzhelian ) seguite da arenarie rosse con resti vegetali durante il Permiano sono prodotti tipici dell'erosione di una catena che non ha raggiunto la stabilità.

L' unità grigia del Kasimovian è una sequenza di granulometria decrescente, che inizia con brecce e conglomerati e si trasforma in arenarie e scisti carboniosi (l' antracite viene estratta vicino a Campo de la Troya ). Sono inclusi anche strati andesitici che possono raggiungere spessori significativi in ​​alcuni punti. Gli strati di transizione sono anche una sequenza di granulometria decrescente (conglomerati, arenarie e scisti carboniosi), ma, invece di andesiti, includono tufi e lave riodacitiche . Si chiudono con calcari lacustri contenenti stromatoliti , carofite e ostracodi.

I letti rossi continentali del Permiano poggiano in modo non conforme sugli strati di transizione. Presentano forti variazioni di spessore e raggiungono gli 800 m, a volte anche i 1000 m. Si verificano principalmente nei Pirenei baschi e nella zona assiale. Come i sedimenti Stephanian, sono stati depositati come sedimenti alluvionali (come ventagli e in flussi effimeri) e lacustri all'interno dei bacini transtensivi dell'orogeno variscano.

Le suddette fratture sono state determinanti nel determinare le distribuzioni di facies durante questo intervallo. Hanno anche influenzato la distribuzione delle eruzioni vulcaniche durante il Permiano come il vulcanismo calcalkaline al Pic du Midi d'Ossau e i basalti dei Paesi Baschi. Il fattore scatenante di queste eruzioni vulcaniche fu probabilmente i primi moti violenti dell'Iberia rispetto alla placca eurasiatica.

Nella Zona Assiale, il Permiano può essere suddiviso in tre serie sedimentarie (dall'alto verso il basso):

  • Serie La Peña de Marcanton . Raggiunge uno spessore di 500 m ed è prevalentemente a grana fine.
  • Serie Pic Baralet . Fino a 300 m di spessore. È composto da conglomerati poligenici con frammenti di calcare paleozoico incastonati nell'arenaria rossa. La serie poggia in parte inconformabile sulla serie Somport.
  • Serie Somport . Una serie generalmente a grana fine che può raggiungere i 300 m di spessore ed è composta da argille dal rosso al viola. Poggia in modo non conforme sugli strati di transizione.

Il Triassico inferiore detritico ( Buntsandstein ) è molto simile al Permiano. Raggiunge da 400 a 500 m di spessore e si compone di grossolani conglomerati, arenarie, psammites con resti vegetali ( Equisetites , Coniferomyelon ) e verde e rosso per claystones viola. In questo momento, la peneplanazione dell'orogeno variscano aveva raggiunto uno stadio avanzato e gli spazi di alloggio sedimentari iniziarono ad allargarsi.

Triassico medio fino al Giurassico superiore

Le successioni sedimentarie dal Triassico medio al Giurassico superiore sono molto simili su entrambi i lati dei Pirenei.

Durante i tempi di Muschelkalk , il mare avanzò di nuovo, ma raggiunse solo la zona dei Pirenei settentrionali e il Paese Basco. I sedimenti che ne risultano sono da 20 a 100 m di calcari cellulari dolomitici, calcari fossiliferi grigi e calcari ondulati. Nel Triassico superiore ( Keuper ), la sedimentazione si è estesa all'intero dominio dei Pirenei. Circa 220 m milioni di anni fa (durante la Carnico ) Evaporiti stabilì in lagune e graben-variegato, gesso -bearing, argille ricche di ferro, gesso, anidrite , marne dolomitici, Dolomiti, salgemma e sali di potassio e magnesio verificarsi. Le evaporiti servirono in seguito come principali orizzonti di decollemento. Al limite, le tholeiiti doleritiche ( ofiti ) del Triassico Superiore / Hettangiano si sono formate nei Pirenei e nel Bacino dell'Aquitania meridionale, indicando ulteriori movimenti lungo le zone di frattura (eruzioni di fessure sottomarine e davanzali in sedimenti Keuper non solidificati ).

La sedimentazione durante il Giurassico è caratterizzata dalla crescita di una piattaforma carbonatica. I sedimenti sono principalmente depositi epicontinentali di carattere lacustre, nonché calcari, marne e dolomiti con faune marine o litorali. Il bacino era in tensione durante questo periodo e di conseguenza si sono creati lunghi horst e strutture graben con diversi tassi di subsidenza seguendo più o meno l'andamento delle fratture variscane. Il suo lato settentrionale è delimitato dalla piattaforma aquitanica relativamente stabile. Il bacino è probabilmente causato da diradamenti crostali infiltrati dal dominio atlantico.

La Lias è iniziata con una trasgressione più importante dell'avanzata dei mari Muschelkalk e Keuper. Il suo spessore totale varia tra 150 e 400 m. Il livello del mare ha continuato a salire durante l' Hettangia e si sono depositati calcari fossiliferi; questa tendenza si è poi invertita in una regressione lasciando evaporiti (salgemma e anidrite con alcuni strati intermedi calcarei). Ai margini del bacino e nei Pirenei orientali si sono insediati calcari argillosi e dolomiti fasciati con strati di anidrite; le dolomiti si trasformarono per dissoluzione dell'anidrite in brecce monogeniche. La regressione è continuata durante il Basso Sinemuriano , sedimentando calcari e dolomiti bande intra e sovra-marea. Nell'Alto Sinemuriano (Lotaringio) si stabilirono condizioni di mare più aperto a causa di un rinnovato innalzamento del livello del mare; nelle parti più profonde del bacino si sono sviluppati calcari fossiliferi, mentre sulle alture si sono accumulati calcari oolitici. Anche il Middle Lias ( Pliensbachian ) è iniziato trasgressivo con sedimenti detritici a grana fine, da calcare a marnosi (ooliti ferruginose, calcari fossiliferi e marne) che si trasformano in marne. Nei Pirenei orientali, pirite -bearing claystones formate a causa di un ambiente mal ossigenato; contengono una fauna molto diversificata di ammoniti appartenenti al dominio sud-orientale francese, mentre la popolazione di ammoniti sul versante atlantico è piuttosto monotona. Durante l'Alto Lias ( Toarcian ), il mare raggiunse un'altura , proseguendo con la sedimentazione detritica a grana fine e depositando marne pelagiche nere ( marnes noires e schistes esquilleux ). Verso la fine della Lias, le tendenze regressive divennero nuovamente evidenti.

Il calo del livello del mare è continuato fino al Giurassico medio . Vicino a Pau iniziò a crescere una barriera di oolite che si estende a nord fino a Poitiers . Divideva il bacino sedimentario ora in due principali domini di facies: un dominio occidentale più profondo aperto all'Atlantico e in fase di sedimentazione infratidale (calcari argillosi da neri a bluastri ricchi di organismi bentonici, microfilamenti e ammoniti) e un dominio orientale, chiuso e poco profondo con intertidale sedimentazione (facies carbonatiche variabili come pseudo-ooliti e dolomiti fasciate, ma anche evaporiti anidritiche). Questi sedimenti intercotidali hanno subito una forte dolomitizzazione contemporanea . Verso la fine del Giurassico medio, il livello del mare si abbassò ulteriormente.

Giurassico superiore e Cretaceo inferiore

Durante il Giurassico superiore ( Tithonian ) e in particolare durante il Cretaceo inferiore, si verificarono cambiamenti drastici. L'Iberia iniziò a spaccare il massiccio armoricano in direzione sud e sulla sua scia iniziò a diffondersi lentamente il Golfo di Biscaglia (con formazione di crosta oceanica dal Medio Albiano fino alla fine del Coniaciano ).

La sedimentazione nel Malm (spessore totale da 600 a 750 m) non è aumentata fino all'Oxfordiano superiore , raramente presente. L'Oxfordiano superiore spesso da 100 a 150 m è rappresentato a ovest della barriera oolite da sedimenti della piattaforma intratidale (da argillosi a sabbiosi, calcarei piritici), mentre a est la dolomitizzazione continua. All'epoca del Kimmeridgiano , le differenze di facies si attenuarono a causa della scarsa profondità del dominio occidentale, risultando in calcari litografici massicci, a grana fine, neri e calcari a grana fine. Durante il Tithoniano si instaurarono forti tendenze regressive che portarono al completo ritiro del mare. Nei Paesi Baschi il mare si era ritirato già alla fine del Kimmeridgian. Durante i periodi di abbassamento del livello del mare, le facies evaporitiche, dolomitiche, lagunari e lacustri venivano lasciate indietro.

Dopo una risalita del mare verso sud-est nel Berriasiano attraverso un piccolo stretto a est di Pau, che ha depositato 100 m di calcari da inter- a sub-marea e una facies di confine detritica da sabbiosa a argillosa, l'emersione si è verificata durante il Neocomio. Durante Valanginiano e Hauteriviano volte, marne argillose sopra le horst emerse furono trasformati sotto ferralitic condizioni climatiche in bauxite , che sono stati fossilizzato trasgressioni successivi. Dopo un'altra trasgressione marina da est durante il Barremian , le regioni allungate del graben nel dominio dei Pirenei hanno ricevuto dai 200 ai 300 m di sedimenti della piattaforma marina della facies urgoniana , come dolomiti, calcari algali , calcari foraminiferi e calcari rudisti . La facies urgoniana può persistere nelle Corbières e nella zona dei Pirenei meridionali in Albian. Con il calo del livello del mare nel Barremian superiore, argille nere e piritiche e calcari lagunari ricchi di ostracodi e caracei sono stati sedimentati.

Dopo il confine Barremiano / Aptiano , segnato da un altro alto stand del mare, si sono verificate altre quattro oscillazioni del livello del mare durante l'Aptiano e l'Albiano, determinando un accumulo di sedimenti molto significativo (in alcuni punti fino a 3000 m). A causa dell'affondamento dei grabens nel dominio atlantico, le masse d'acqua dell'Atlantico e della Tetide si mischiarono per la prima volta. I sedimenti aptiano / albiano sono caratterizzati dall'interazione competitiva tra materiale terrigeno a grana fine e materiale organico. Il materiale organico è responsabile della formazione di piattaforme poco profonde costruite da rudisti , esacorali e alghe. Nell'Albiano superiore, predominava il materiale terrigeno e si depositavano diverse formazioni di arenaria marina poco profonda, parzialmente calcarea. La regione di origine del materiale detritico era il dominio Aragona / Pirenei che stava subendo un primo sollevamento epirogenetico . Nello stesso contesto sono stati trasportati da sud i sedimenti del delta fluviale della Formation de Mixe e i conglomerati molto eterogenei, fino a 1000 m di spessore, dei Poudingues de Mendibelza , interpretati come la sommità di un fronte delta.

Cretaceo superiore

Poco prima dell'inizio del Cretaceo superiore, il dominio pirenaico si era separato in Albiano in due regni di facies sedimentarie molto differenti. Al confine settentrionale dell'Iberia (nella zona dei Pirenei meridionali e nella zona assiale), venivano quindi depositati i carbonati di piattaforma. A causa di numerose emersioni, mostrano solo spessori molto ridotti. A causa della transtensione nella zona dei Pirenei settentrionali, si è sviluppato un bacino di flysch in forte cedimento (Bacino dei Pirenei settentrionali), che segue essenzialmente le zone di frattura Variscan con tendenza est-ovest. Il bacino si stava approfondendo verso l'Atlantico e si stava abbassando verso est, dove termina prima del fiume Aude. È diviso dai massicci seminterrati della zona dei Pirenei settentrionali in due fili: un filo meridionale chiamato sillon aturien , che riceveva fino a 2500 m di flysch ardoisier e un filo settentrionale con il flysch noir . Il bacino del flysch è delimitato a nord dalla piattaforma Aquitanian relativamente stabile. Probabilmente è stata formata da un esteso assottigliamento crostale penetrato dal versante atlantico.

In concomitanza con la transtensione, il Metamorfismo dei Pirenei ha avuto luogo caratterizzato da un flusso di calore elevato (le temperature massime erano 500–600 ° C) ma da pressioni relativamente basse ( metamorfismo HT / LP ). In queste condizioni, sono cresciuti nuovi minerali come biotite , diopside e scapolite . Il metamorfismo è diacrono ed è stato datato radiometricamente nella zona orientale dei Pirenei settentrionali come albiano, mentre nei Paesi Baschi a ovest (ad esempio nella fascia marmorea basca) è stato datato solo come campano . È possibile che il metamorfismo sia durato in forma più mite fino alla fine del Cretaceo o addirittura all'inizio dell'Eocene.

Due grandi fasi deformazionali con lo sviluppo di schistosità (dall'Albano superiore al Cenomaniano inferiore e dal Santoniano fino a Maastrichtiano ) hanno interessato il dominio pirenaico durante il Cretaceo superiore esprimendosi come discordanze nel record sedimentario. Il bacino del flysch fu accorciato e al confine settentrionale dell'Iberia si formò un cuneo orogenico che si spostò lentamente nell'avamposto settentrionale. Di conseguenza, anche il bacino del flysch che riceve i prodotti dell'erosione dal cuneo è stato costretto a migrare verso nord (passaggio durante il Santoniano del centro di subsidenza dal Bacino Pireneo Settentrionale al Bacino Subpireneo). Il Bacino Subpireneo è stato quindi riempito da 1000 a 4000 m di flysch à fucoides .

Le zone di frattura variscana furono attive durante tutto il Cretaceo superiore e influenzarono in modo decisivo le distribuzioni di facies sedimentarie. Questa attività fu ulteriormente sottolineata dal magmatismo alcalino durato dal Medio Albiano fino alla fine del Coniaciano; così ad ovest della zona dei Pirenei settentrionali, le lave sottomarine basaltiche estruse, mentre più a est nel Béarn e nella Bigorre, diversi tipi di rocce magmatiche si intromisero negli strati del Cretaceo superiore.

Cenozoico

Le sequenze sedimentarie del Paleocene evidenziano le differenze tra i Pirenei orientali e quelli occidentali. Ad ovest, la facies della piattaforma marina è proseguita e il bacino del flysch ha continuato ad abbassarsi. Ad oriente furono deposti i letti continentali rossi della facies garumniana (la cui deposizione ebbe inizio già alla fine del Cretaceo), principalmente facies alluvionali e paludali. Allo stesso tempo, i primi accorciamenti tettonici e sollevamenti hanno interessato i Pirenei orientali.

Nei Pirenei occidentali, la sedimentazione marina è proseguita anche durante l' Eocene . In due bacini in cedimento su entrambi i lati della catena odierna sono stati sedimentati calcari, marne, arenarie foraminifere e arenarie a fauna bentonica . Le successioni sedimentarie eoceniche lungo il margine settentrionale francese dei Pirenei (nella zona dei Pirenei settentrionali) sono piuttosto sottili e ricche di mutamenti di facies. Là, trasgressioni e regressioni di breve durata possono essere seguite nella Linguadoca . Durante l' Ypresian iniziano le consegne dei primi conglomerati.

Questa formazione conglomeratica molto spessa, chiamata Poudingues de Palassou, è l'indicatore della fase orogenica più importante nel dominio dei Pirenei, la Fase Principale dei Pirenei , che è stata accompagnata da deformazioni e sollevamenti molto forti. I conglomerati sono successivamente ricoperti in modo non conforme da strati di fine-eocene, quindi la fase orogenica può essere assegnata all'intervallo ypresiano / luterano , cioè approssimativamente da 50 a 40 milioni di anni fa.

Sul lato meridionale dei Pirenei in Catalogna, le formazioni conglomeratiche piegate sono state datate come Alto Lutetiano a Bartoniano , rappresentando l'intervallo da 44 a 37 milioni di anni fa. Sono inoltre ricoperte in modo non conforme da sedimenti end-eocenici che portano una fauna continentale.

La fase principale dei Pirenei si è manifestata su entrambi i lati della zona assiale come faglie inverse e spinte con spostamenti abbastanza grandi. I movimenti erano diretti dal lato francese a nord e dal lato spagnolo a sud. Ma la loro disposizione spaziale non era simmetrica; la parte spagnola, ad esempio, ha strutture di immersione molto più basse. La fagliatura e la spinta hanno interrotto non solo la copertura sedimentaria del Mesozoico e del Paleogene, ma anche ampie parti del basamento variscano. Il basamento aveva ceduto non solo in modo rigido ai sistemi di frattura paleozoici, ma aveva anche subito intense deformazioni alpine intorno alle eterogeneità e alle anisotropie nel suo tessuto strutturale.

Fasi deformazionali di minore importanza seguirono la fase principale dei Pirenei, contribuendo tutte alla comparsa finale dell'orogeno. Al margine settentrionale del bacino dell'Ebro vicino alle Sierras Marginales, ad esempio, l' Oligocene piegato è ricoperto in modo non conforme da Miocene piatto e detritico di origine continentale. Ciò indica un'altra fase di deformazione alla fine dell'Oligocene, circa 25 milioni di anni fa.

Dopo l'inizio del Miocene, l'orogeno sollevato subì una grave erosione, espressa da enormi melasse che venivano versate nei bacini di avamposto come ad esempio il bacino dell'Aquitania. Nel Pliocene iniziò un rinnovato sollevamento che portò alla formazione di enormi conoidi alluvionali sul fronte montuoso, un esempio notevole è il conoide alluvionale di Lannemezan . Un'altra importante conseguenza dell'elevazione è stata la peneplanazione . Diversi livelli di peneplanazione sono stati trovati su altezze molto diverse (3000-2000 m nella zona assiale, vicino a 1000 m nel Pays de Sault, vicino a 400 m nel massiccio dell'Agly ea 100 m nelle Corbières). Generalmente si abbassano ad est, con diversi sollevamenti verso la fine dell'Oligocene, verso la fine del Miocene ( peneplanazione pontiana ) e verso la fine del Pliocene ( peneplanazione villafranchiana ).

I sedimenti neogene sono stati conservati nei Pirenei principalmente in piccoli grappoli vicino al Mediterraneo (vicino a Cerdagne ). I graben sono stati anche ripetutamente allagati dal Mediterraneo, esempi sono il graben vicino ad Ampurdan e graben nel Roussillon contenente una fauna pliocenica. Queste strutture estensionali molto probabilmente devono la loro esistenza a rinnovati movimenti sulle fratture variscane. La giovanissima area vulcanica vicino a Olot ha probabilmente una causa simile.

Ghiacciaio Ossoue e Pic Montferrat nel massiccio del Vignemale

Durante il Quaternario , i Pirenei hanno sperimentato diverse glaciazioni , ma di intensità molto inferiore rispetto ad esempio alle Alpi. Grandi ghiacciai avanzarono attraverso le valli del Gave d'Ossau , del Gave de Pau , della Garonna e dell'Ariège sul versante settentrionale francese. Oggi esistono una ventina di ghiacciai veri più piccoli così come circhi e resti di ghiacciai (esempi sono il ghiacciaio dell'Aneto, il ghiacciaio dell'Ossoue nel massiccio del Vignemale e i ghiacciai sulla Maladeta e sul Monte Perdido). Tutti questi ghiacciai hanno subito un grande ritiro dal 1850 a causa del riscaldamento globale . La superficie glaciale totale ammontava a 45 km 2 nel 1870, mentre nel 2005 ne erano rimasti solo 5 km 2 .

Evoluzione geodinamica

I Pirenei hanno vissuto un'evoluzione geologica molto lunga con molteplici orogenesi . I resti crostali neoproterozoici (Canigou, Agly) suggeriscono possibili domini cadomiani . Le indicazioni per i movimenti caledoniani sono un po 'più chiare (conglomerati e rocce vulcaniche nell'Ordoviciano). Durante l'orogenesi variscana nella Pennsylvania, la zona assiale e la zona dei Pirenei meridionali divennero parte integrante di quello che sarebbe diventato il microcontinente Iberico. Le Sierras Marginales facevano parte del blocco dell'Ebro , una sezione nord-orientale dell'Iberia. L'appartenenza alla zona dei Pirenei settentrionali è ancora incerta, ma la zona subpirenaica faceva certamente parte del microcontinente Aquitania . L'Iberia e l'Aquitania si trovavano sul lato sud della Spinta Variscana Meridionale e quindi costituivano l'avamposto dell'orogeno Variscano. Entrambi i microcontinenti avevano avuto origine dal margine settentrionale del Gondwana .

Alla fine dell'orogenesi variscana, l'Iberia era ancora collegata alla Francia nordoccidentale (il massiccio armoricano ) e molto probabilmente era un prolungamento nord-occidentale dell'Aquitania. I suoi movimenti successivi furono vitali per il ciclo alpino dell'orogenesi dei Pirenei. Questo è accettato dalla maggior parte dei geologi, ma i dettagli dei movimenti di Iberia sono ancora incerti.

Durante il Giurassico superiore , una spaccatura si stava propagando dall'Atlantico centrale in espansione lungo il margine continentale della Francia nord-occidentale verso l' Aquitania . Ciò è accaduto probabilmente già nel Tithonian . Di conseguenza, la spaccatura incuneava l'Iberia verso sud e la separava dal massiccio armoricano. In seguito, la crosta continentale si era assottigliata e alla fine la crosta oceanica stava iniziando a formarsi nel Medio Aptiano: era in corso l'apertura del Golfo di Biscaglia . Finale oceanizzazione del Golfo di Biscaglia è stato raggiunto da Santoniano / campani volte (circa 84 milioni di anni fa come testimoniato dalla polarità magnetica chron C 34). Studi paleomagnetici mostrano inoltre una rotazione in senso antiorario di 35 ° dell'Iberia. Il movimento alla deriva dell'Iberia aveva occupato l'intero Cretaceo inferiore. A causa del movimento rotatorio, il confine nord-orientale dell'Iberia ha iniziato a interferire con l'Aquitania, creando dapprima separazioni transtensionali lungo la zona dei Pirenei settentrionali nel Medio Albiano . L'assottigliamento crostale associato al processo di rifting transtensionale ha portato al metamorfismo HT / LP nella zona dei Pirenei settentrionali, il cui inizio è datato a circa 108 milioni di anni fa. Allo stesso tempo, le lherzoliti furono finalmente collocate. Il movimento trascorrente lungo la zona di distacco dei Pirenei settentrionali è stato anche accompagnato da magmatismo alcalino che è durato dal Medio Albiano alla fine del Coniaciano . La lenta progressione del metamorfismo verso ovest sembra implicare una grande tosatura sinistrale tra Iberia e Aquitania, stimata in un offset di circa 200 km (il metamorfismo ha raggiunto i Paesi Baschi solo circa 80 milioni di anni fa nel Campano ).

All'inizio del Turoniano, circa 90 milioni di anni fa, il regime transtensionale era terminato e fu sostituito dalla compressione . La spaccatura nel Bacino Basquo-Cantabrico, Pireneo Settentrionale e Subpireneo si era fermata e si era verificata l'inversione del bacino; i difetti tensivi venivano allora usati come spinte. Questa prima fase compressiva piuttosto debole con tassi di accorciamento molto bassi (meno di 0,5 mm / anno) è durata fino alla fine del Thanetiano . Sul lato spagnolo dell'orogeno, furono posizionati i primi teli di spinta (lastre di spinta Pedraforca superiore, Bóixols e Turbón).

In Ilerdian e Cuisiano volte ( Paleocene / Eocene di confine, Thanetiano / ypresiano , circa 55 milioni di anni fa), i Pirenei subito molto forte compressione nella crosta superiore, determinando zonazione reale del orogene e organizzazione strutturale. L'orogeno è stato schiacciato in una struttura a ventaglio asimmetrica a causa della subduzione interrotta dell'Iberia sotto l'Aquitania. Ciò è dedotto dal comportamento della discontinuità Mohorovicic, che nella faglia dei Pirenei settentrionali salta bruscamente da 30 a 50 km di profondità. Questa fase principale dei Pirenei durò fino a circa 47 milioni di anni fa (inizio del luterano ), mostrando alti tassi di accorciamento da 4,0 a 4,4 mm / anno e collocando ad esempio la Bassa Pedraforca e le lamiere di spinta del Montsec.

Dopo la fase principale dei Pirenei , sono seguite altre fasi deformazionali compressive durante l' Oligocene e il Pliocene . A partire dal Neogene , l'orogeno mostra collasso post-cinematico (strutture graben all'estremità orientale, vulcanismo vicino a Olot) associato all'estensione del Golfe de Lion e all'apertura della depressione di Valencia . L'orogeno subisce ancora una forte erosione (dall'Eocene), movimenti isostatici, estensione post-cinematica e persino una rinnovata compressione (nei Pirenei occidentali) che può causare terremoti di media grandezza (un terremoto di magnitudo 5,1 vicino ad Arudy nel 1980 avec magnitudo 5,1, près riepilogo]) </ref> e un terremoto di magnitudo 5,0 nel 2006 vicino a Lourdes e altri terremoti storici che hanno persino distrutto parti di villaggi, ad esempio un terremoto di magnitudo ≥ 6,0 vicino ad Arette nel 1967, dove Il 40% degli edifici è stato danneggiato e il campanile della chiesa è crollato).

Interpretazioni strutturali

La suddetta organizzazione strutturale asimmetrica a ventaglio, simile a un fiore dell'orogeno dei Pirenei è stata finora interpretata come segue:

  • come una struttura collisionale quasi verticale con le faglie di spinta radicate nelle faglie verticali.
  • come orogeno alloctono, con l'Iberia spinta sulla placca euroasiatica, cioè l' Aquitania .
  • come orogeno alloctono, con Aquitania che ha prevalso su Iberia. Si presume che le faglie verticali si appiattiscano in profondità.

Le opinioni correnti favoriscono la subduzione dell'Iberia sotto l'Aquitania; questa interpretazione sembra essere supportata dai risultati del profiling sismico profondo (ECORS) e magnetotellurico attraverso l'orogeno.

Le stime dell'accorciamento complessivo sull'orogeno dei Pirenei sono per lo più comprese tra 100 e 150 km. Usando i dati ECORS Muñoz (1992) arriva a 147 km di accorciamento con la subduzione della crosta media e inferiore iberica che occupa circa 110 km. Ulteriori interpretazioni dei dati ECORS hanno portato al riconoscimento di una crosta iberica spessa 50 km che si stava subducendo sotto la crosta aquitana spessa 30 km. Di conseguenza, un livello di distacco intracrustale a basso angolo si è formato a 15 km di profondità, sopra la crosta iberica media e inferiore in subduzione. Lungo questo distacco, le rocce che ora compongono la Zona Assiale, la Zona dei Pirenei meridionali e le Sierras Marginales stavano scivolando verso sud e gradualmente risalivano in superficie. Con la continua costrizione, la zona assiale si trasformò in una pila antiformale diretta a sud . Verso la fine della subduzione, una spinta all'indietro iniziò vicino alla traccia effettiva della faglia dei Pirenei settentrionali, che si stava tagliando verso l'alto nella crosta aquitana utilizzando la sua natura precedentemente assottigliata e fagliata. Quando il processo di subduzione fu finalmente bloccato, parti della zona assiale settentrionale e della zona dei Pirenei settentrionali con frammenti di crosta inferiore e lherzoliti inserite nel mezzo furono spinte indietro verso nord sopra la zona subpirenaica.

Guarda anche

Riferimenti

Fonti

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