Pyreneiden geologia - Geology of the Pyrenees

Pyreneiden geologinen poikkileikkaus

Pyreneiden ovat 430 kilometrin mittainen, karkeasti itä-länsi silmiinpistävää , intracontinental vuorijonon että kuilu Ranskassa, Espanjassa ja Andorrassa . Hihnalla on laajennettu polysyklinen geologinen kehitys, joka juontaa juurensa precambriaan . Ketjun nykyinen kokoonpano johtuu mikrokontinentin Iberian ja European Plate (ts. Etelä-Ranska) lounaasen niemen törmäyksestä . Kaksi maanosaa lähestyi toisiaan ylemmän liitukauden ( Albian / Cenomanian ) puhkeamisen jälkeen noin 100 miljoonaa vuotta sitten ja törmäsivät sen seurauksena paleogeenin ( eoseeni / oligoseeni ) aikana 55-25 miljoonaa vuotta sitten. Kohotuksensa jälkeen ketju koki voimakasta eroosiota ja isostaattisia säätöjä . Poikkileikkaus ketjun läpi osoittaa epäsymmetrisen kukan kaltaisen rakenteen, jossa ranskalaiset puolet ovat jyrkempiä. Pyreneet eivät ole yksinomaan puristusvoimien tulosta , mutta niillä on myös merkittävä sinistral- leikkaus .

Maantieteellinen järjestely

Pyreneet sensu stricto ulottuu länsi-luoteeseen-itään-kaakkoon (N 110) yli 430 km lännessä sijaitsevasta Biskajanlahdesta itään Golfe du Lioniin ja Golf de Rosesiin , niiden lakon leveys vaihtelee välillä 65 ja 150 km. Ne rajaavat pohjoisessa jonka Pohjois Pyreneiden Front ( ranskaksi: Front Nord-Pyreneen , myös Pohjois pyreneittenmastiffi edestä vika tai NPFF ), suuri työntövoima vika , jota pitkin yksiköitä Pohjois Pyreneiden Zone on kuljetettu yli Subpyrenean Zone , eteläosassa ja Aquitaine Basin , pohjoisten niemi . Heidän eteläraja on Etelä-Pyreneiden etuvika . Täällä Sierras Marginalesin työntöviipaleet ja niiden sivusuuntaiset vastineet siirtyvät etelään Ebron altaan yli .

Kuitenkin laajemmassa, geologisesti merkityksellisemmässä mielessä Pyreneet jatkavat kauempana länteen Baskimaan ja Cantabrian vuorille ( Baskimaa-Kantabrian ketju ). Lopulta he häviävät pitkin Manner marginaali on Asturian . Samoin idässä he eivät vain katoa Välimerellä, vaan jatkavat tietä Corbièresin massiivin vaippayksiköiden kautta Bas Languedociin ja jopa Etelä- Provenceen . Kaukoidässä Provencessa, tyypilliset Pyreneiden poimutrendit ovat päällekkäin Alppien rakenteiden kanssa, jotka lopulta katkaistaan Länsi-Alppien kaarella . Pyreneiden ketju laajemmassa merkityksessä on lähes 1000 km pitkä.

Orogeenin rakenteellinen organisaatio

Pyreneiden sensu stricton läpi kulkeva profiili näyttää tuulettimen kaltaisen kukka-tyyppisen järjestelyn. Rakenne on voimakkaasti epäsymmetrinen jyrkemman ja kapeamman ranskalaisen pohjoispuolen ja paljon leveämmän ja kevyemmän kallistuneen Espanjan eteläpuolen kanssa.

Kaksipuolinen orogeeni voidaan jakaa useisiin tektonisiin vyöhykkeisiin pohjoisesta etelään, joita rajaavat itä – länsi-suuntaiset suuret viat:

Lakon aikana pyreneiden orogeeni voidaan jakaa kolmeen erilliseen domeeniin: itäiseen alueeseen, joka ulottuu Välimerestä Segre-jokeen , keskeiseen alueeseen, joka ulottuu Segre-joesta Pamplonan sulkeeseen, ja läntiseksi alueeksi Pamplonan sulun ulkopuolelle.

Pohjoinen esikaupunki

Pääartikkeli: Akvitania-allas

Subpyrenean alue

Subpyrenean Zone on geologisesti osa Aquitaine Basin, pohjoinen niemi Pyreneiden ja temmattiin Pyreneiden orogeny. Vyöhyke taitettiin aikana Eocene ja overthrust en johtoporras että Pohjois Pyreneiden Zone pitkin Pohjois Pyreneiden Front. Nämä upthrusts muuttavat luonnettaan lännessä ja idässä ja orogen, kun ne saavat nappe kaltainen , esimerkkejä ovat Bas Adour Nappe lännessä ja Corbières Nappe idässä. Jälkimmäinen jatkuu kauempana itään taittojen ja tektonisten viipaleiden kautta lähellä Saint-Chiniania , Montpellierin lähellä olevan taitteen kautta liittyäkseen Etelä-Provence-työntövoimaan lähellä Sainte-Baumea , joka katoaa vähitellen Brignolesista etelään .

Pyreneiden sensu stricto -alueella Subpyrenean vyöhyke koostuu ylemmän liitukauden ja erittäin paksuista paleogeeniseostumista pintojen paljastumisissa. Sedimentit osoittavat yksinkertaisia ​​taittumia WNW-ESE -suuntauksen mukaan.

Pinnanalainen, kuitenkin, on paljon enemmän monimutkainen rakenne, joka johtuu Triaskausi suolaa diapirs ja pohjois-vergent iskuja. Yli 6000 metrin paksuisen Mesozoic-kannen alle on piilotettu todennäköisesti yli 6000 m paleotsoisen kellarin kiviä. Mesozoinen peite koostuu jopa 1500 m: stä triasia, reilusti yli 500 m: n jura- ja yli 3000 m: sta liitukauden sedimenteistä.

Ylös 500 m paksu kerros Ala Triaskausi ( Buntsandstein ) käsittää konglomeraatit , breccia , ruskea hiekkakivi , argilliitti , savikiven , ja siltstones . Lähi Triaskausi ( Muschelkalk ) voi saavuttaa paksuus 400 m ja osoittaa lietteinen savikiven, evaporiitti talletukset , ja dolomiittikalkki micrites . Ylös 500 m paksu Varsi Triaskausi Keuper talletukset koostuvat karbonaatti-rikas sedimenteissä, suola , siltstones, ja interkaloidun ophitic diabaasit / oliviini dolerites . Alempi Lias on transgressiivinen sekvenssi, jossa on jopa 200 metriä muuta kuin merihiekkakiveä, lähellä rantaa olevaa kalkkikiveä ja höyrystimiä. Yläosassa oleva pelaginen eläimistö viittaa avoimiin meriolosuhteisiin. Keski- ja ylempi Lias koostuvat 230 m matalista merialustan sedimenteistä (bioklastinen kalkkikivi, argillaseinen kalkkikivi ja mikriittinen kalkkikivi). Aikana keskijurakausi , Oolitic este , koostuu enimmäkseen argillaceous micrites, erottaa ulomman hyllyn sisempi hylly. Yläjurassikertymät ( Malm ) ovat pääasiassa liuskekiveä ja karbonaatteja. Jurassicin loppupuolelle perustettiin rajoitetut ympäristöt dolomikriiteilla, kaistaleilla kalkkikivillä ja evaporiiteilla. Ala liitukauden kerros alkaa hiekkakiviä, savikiven, kalkkikiven ja kalkkipitoisen breccia että Neocomian, jonka jälkeen Barremian marls ja kalkkikiven. Aikana alempi Apt-vaihe , hiekkakivi, savikiven, hiekkainen marls ja kalkkikiven vahvistettu. Ylä-Aptian ja Albian ovat pääosin marglia ja kalkkikiveä. Ylä-liitukauden alueeseen kuuluu hiekkakivien ja hiekkakalkkikivien rannikko . Senonian alkuun ( Campanian ) oli muodostunut syvä kaukalo (Subpyrenean altaan), joka sai erittäin paksun flysch- sekvenssin. Campanian ja maastrichtilainen flyschs käsittävät 2000-3000 m määräajoin kerrostunutta sakkojen (marls, kalkkipitoinen savikiven, ja mudstones ) ja karkeampi sedimentit (konglomeraatit, hiekkakivi, ja greywackes ). Lähellä K / T rajan, The Subpyrenean altaan täytti Manner punaisia talletusten vuonna Garumnian piirteitä kasvoissaan vaikka myös dinosauruksen munia muutamassa paikassa. Tässä vaiheessa Subpyrenean altaalla tehtiin taittumista, johon liittyi heikko muodonmuutos .

Yläpuolella alban ja ennen puhkeamista Campanian, vulkaanisia kiviä ilmetä lukien basaltic lavas , spilite ja diabaasi, mutta myös pyroclastic kiviä kuten tuffi , lapilli tuffi, vulkaaninen breccia ja agglomeraatti . Vulkaaninen kivet voivat olla rajat leikattu lamprophyre patoja .

Vuonna Paleocene / Eocene kertaa, meri rikkonut Atlantilta osaksi Subpyrenean altaan, joka käyttäytyi kuin downwarp Hitaasti kasvava Pyreneiden välittömästi etelään. Hyvin paksu (2000 - 3000 m) peräkkäin hienojakoinen detritali tai kalkkipitoinen sedimentti kerrostui. Sedimentaatio loppui myöhäisessä eoseenissa suuren puristuksen (Pyreneiden päävaihe) vuoksi.

Läheisyydessä on Muret Vika , vasen-lateraalinen lakko-slip vika ja pidennystä Toulouse Vika on etelään, Subpyrenean vyöhyke voidaan jakaa kahteen epätasainen puolikkaaseen. Garonne- ja Aude- jokien välinen itäinen puoli voidaan jakaa kolmeen eri vyöhykkeeseen (pohjoisesta etelään):

  • pohjoinen esikaupunki.
  • 10 km leveä taitettu alue. Sen pohjoinen raja on Petits Pyrénéesin alueet , jotka ovat sokean työntövoiman yläpuolella. Tämä vyöhyke kapenee itään ja katoaa ennen Audea. Sedimentit käsittävät kipsiä sisältävän triassin alareunassa, jota seuraa sisäisesti työnnetty jura ja erittäin paksu peittosarja ylemmän liitukauden flysch- sedimenttejä.
  • kapea flysch-alue etelässä. Tämä melko paksu flysch-sekvenssi talletettiin myös ylempään liitukauteen. Se kääntyi melkein pystyasentoon työntäen liikkeitä Pohjois-Pyreneiden rintamalla ja muodostaa nyt epäsymmetrisen tahdistuksen kaatuneen eteläosan .

Länsipuoliskolla on vain pohjoinen etuosa; se koostuu varovasti taitettu, mutta vahvasti nivelletty , epicontinental Mesozoic sedimenttien katettu ja piilotettu mioseenikautena molasse sedimentteihin. Itään – länteen ja luoteeseen – kaakkoon vaikuttavat taittosarjat häiritsevät koilliseen nousevia vikoja. Pohjapinnassa on myös triassisia suoladiapireja.

Pohjoisen niemi joen itäpuolella Aude, The Paleozoic kellarissa maankohoaminen on Mouthoumet ilmestyy näytölle, Horst kallellaan etelään ja kattaa Manner Eocene kerrostumiin.

Subpyrenean vyöhykkeen taittojunat häiritsevät Bas Languedocissa Cevennesin vika , merkittävä vasemmanpuoleinen isku-liukastumisvirhe .

Pohjois-Pyreneiden alue

Pohjois Pyreneiden Zone on varsin kapea, yleensä vain noin 10 km leveä, mutta voi laajentaa 40 km. Sille on ominaista erittäin vahva taitto. Vyöhyke työnnetään pohjoiseen pitkin Pohjois-Pyreneiden rintamaa - sen pohjoista rajaa - Subpyrenean vyöhykkeen yli. Tämä työntöliike pakensi kaatumisalueen ja johti taittumiseen Subpyrenean alueella. Pohjois-Pyreneiden alue on itse syrjäyttänyt aksiaalisen vyöhykkeen pitkin Pohjois-Pyreneiden vikaa ( NPF ), korkean kulman käänteisvika, joka muodostaa sen eteläisen rajan. Pohjois-Pyreneiden vika on merkitty voimakkaasti kireillä myloniiteilla . Läheisillä kivillä on vaakasuorat linjat, jotka korostavat vian merkitystä pääleikkausvyöhykkeenä. Muualla Pohjois-Pyreneiden alueella venymän kaltevuus on myös korkea, mutta venytyssuunta on yleensä pystysuora.

Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen yli 6000 m paksuinen sedimenttipaketti muodostuu mesozoikisista (jura- ja liitukauden) kivistä, jotka on irrotettu ylemmän triasian höyrystymien yläpuolelta ja liukastuneet sen jälkeen pohjoiseen. Toisin kuin Subpyrenean vyöhyke, Pohjois-Pyreneiden alue ei sisällä juurikaan paleogeeniä. Ylätriasialaiset (Keuper) liuskekivi- ja evaporiittikerrostumat sisältävät paikallisesti vuorattuja dolomiitteja , tuffeja ja diabaasia (opiitteja); nämä talletukset käyttäytyä plastisesti ja yleisesti muodostaa maankuoren kuvioitu koskettimien ollessa ilmaistuna decollement pintoja. Jurassic-ajan alkupäästä alakriidan loppuun asti matala-veden karbonaattialusta, joka kehitettiin tektonisen lepoajan aikana, pääosin kalkkikivien sedimentoimalla. Lähi alban todistamassa suurta piirteitä kasvoissaan muutos syvään meriolosuhteissa. Tämä vaihto merkitsee Pohjois-Pyreneiden altaan , 400 km: n pituisen, irrotettavan alkuperän altaan , täyttämistä epätäydellisistä, sameista flysch-sedimenteistä ylemmän liitukauden aikana. Ylä-Albianin aikoina tämä irrotettava allas oli jakautunut sisäkaukaloon Pohjois-Pyreneiden vian viereen, johon mahtui Flyschin ardoisier ja ulkoiseen kaukaloon pohjoisempana, jonka täytti Flysch noir . Myöhemmin, Turonian ja Coniacianin aikana, ulkoinen flysch-kouru sai ns. Flysch à fucoides , erittäin paksu peräkkäin sängytettyjä kalkkipitoisia mutakiviä / hiekkakiveä. Tätä flyschiä seuraa Maastrichtin regressiivinen sarja - paksut marglit ( Marnes de Plagne ) - tasaiset kalkkikivet ( Calcaires nankins ) sekä laguuni- ja kyynelesiintymät. Kaiken kaikkiaan Coniacian-Maastrichtian-sarjan paksuus on 3000 m.

Paleotsoisen kellari lävistää sedimentin peitteen useissa mantelinmuotoisissa, horstimaisissa kohoamisissa, joiden koko vaihtelee 1-300 km 2 . Esimerkkejä ovat ns tienoilla satelliittien Nord-pyrénéens (pohjoinen pyreneittenkoira kellarissa tankatun) välillä Lourdes ja Perpignanin , mukaanlukien seuraavat tankatun: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach , Saint Barthélemyn , Salvezines ja Rabat-les-Trois-Seigneurs sekä useita kohotuksia Pohjois- Baskimaassa . Näillä kohoamisilla on vasen-sivusuunnassa leikkaus ja ne kallistuvat pohjoiseen; samanaikaisesti niillä on myös pystysuora leikkauskomponentti. Ne luultavasti muodostuivat Variscanin jälkeläisistä . Kellarikerroksista löytyy lähinnä prekambrian gneissejä ja granuliittisia gneissejä (Agly-vuoristossa) sekä paleotsoisia magmoja ja metamorfisia kiviä.

Pieni, maksimaalisesti 5 km leveä kaistale vain pohjoiseen Pohjois Pyreneiden Vika kokenut dynaaminen ja terminen metamorphism aikana alban / Cenomanian noin 110 miljoonaa vuotta sitten (korkea lämpötila / matalapaine, "HT / LP" -tyyppinen). Jotkut kellarikerrosten pohjoispuolella olevat alueet olivat myös muodonmuutoksia (esim. Bigorre ja eteläiset Corbières). Metamorfismi oli isokemiallinen ilman vieraiden elementtien lisäämistä ja vaikutti vain sedimentin peittokiviin, jotka muuttuivat marmoriksi ja hornfeleiksi . Paleotsoisen kellariin ei vaikuttanut, todennäköisesti sen jo kuivatun tilan vuoksi.

Lherzoliitti Pohjois-Pyreneiden alueelta, L'Étang de Lers, Ariège

Hajallaan sisällä metamorphic nauhat on useita esiintymiä lherzolites (mukaan lukien niiden tyyppi paikkakunnalla klo LERS ). Ne puristettiin ylemmästä vaipasta syvälle ulottuvia vikoja pitkin. Lherzolites liittyvät amfiboliitin , pyroxenites ja amfibolin -sisältävien peridotiitti . Kaikki nämä vaippakivet on järjestetty parviksi, Moncaupin suurin paljastuma on vain 3 km 2 . Ne ovat laajasti levinneitä, ja ne löytyvät Béarnista aina Audeen asti . Niiden sijoittelutapaa ei ole vielä selvitetty, mutta seuraavat tekijät ovat merkityksellisiä:

  • siihen liittyvät metamorfisen vyöhykkeen jura- ja ala-liitukauden marmorit.
  • kellarikerrosten granuliitit läheisyydessä.
  • migmatiittiset kinzigites .
  • läheinen alueellinen yhteys Pohjois-Pyreneiden sulan kanssa hieman kauempana etelään.
  • lherzoliitti sedimenttiklastareita esiintyy metamorfisen nauhan marmoreissa, joten lherzoliittien on oltava vanhempia kuin metamorfismi.

Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeellä on myös joitain tulivuorikiviä . Ne ovat levinneet Liasin ja ylemmän liitukauden ( Aptian till Campanian ) sedimentteihin ja esiintyvät pääasiassa lännessä (lähellä Tarbesia , Orthezia ja Baskimaassa). Ne koostuvat piidioksidista tyydyttymättömiä spiliittejä , pikriittejä ja nefeliiniseeniittejä . Liittyvä oja kivet ovat lamprophyres ( camptonites ja monchiquites ).

Muita kiinnostavia piirteitä ovat useat erilaiset post-metamorfiset breccia- muodostumat.

Pohjois-Pyreneiden alue voidaan jakaa kolmeen suuralueeseen rajoittuvaan osa-alueeseen:

  • pohjoinen osa-alue. Sen sedimenttipeite on irrotettu kellarikerroksista etelämpään suuntaan. Se sisältää ylemmän liitukauden flyschiä.
  • välivyöhyke. Täällä kellari kohottaa satoa.
  • eteläinen osa-alue. Siihen vaikutti metamorfismi, ja se sisältää ultrapintojen kivien paljastuksia .

Pohjois-Pyreneiden vyöhykettä kulkevat lännessä NNE-SSW-suuntaiset, vasemmanpuoleiset lakko-liukastumisvirheet ja muuttuu sitten Baskimaan taitevyöhykkeeksi. Idässä se jatkuu jyrkän mutkan jälkeen Corbièresissä eteläiseen Provenceen. Kaukana itäpäässä, luode-kaakko-silmiinpistävää mioseenikautena kertainen junat Länsi Alppien alkaa häiritsee ja lopulta kokonaan hukuttaa Pyreneiden rakenteita.

Aksiaalinen vyöhyke

Maladeta , aksiaalisen vyöhykkeen granodioriittiseurue, jossa jäätikkö ja paleotsoiset peite sedimentit (edessä oikealla)

Aksiaalinen Zone , jota kutsutaan myös Ensisijainen Aksiaalinen Zone , on valtava kellari kupoli Precambrian ja Paleotsooinen ( ensisijainen ) rocks taittaa ja metamorphosed aikana Variscan orogenia ja intruded myöhäisvaiheen Variscan granitoidit . Kaikki Pyreneiden korkeimmat huiput ovat aksiaalivyöhykkeessä, joten nimi.

Keskuudessa Variscan granitoidit ovat biotiitti graniitti ( Canigoun , Quérigut Massif ), kaksi-kiille graniitti ( Caillaouas Massif ) ja granodioriiteista ( Bassiès , Maladetan ). Granitoidit ovat pääasiassa matalia epizonaalisia tunkeilijoita, mutta myös mesosonaaliset ja katazonaaliset kivet ovat edustettuina.

Korkea nousu Axial Zone (yleensä yli 3000 m) kompensoidaan isostaattisesti mukaan lisääntynyt paksuus Manner kuori . Esimerkiksi Maladetan massiivin alapuolelle muodostui juurivyöhyke siten, että Mohorovicicin epäjatkuvuus kohtaa siellä 50 km: n syvyydessä. Samoin useimmilla aksiaalisen vyöhykkeen huipuilla voidaan havaita negatiivinen painovoiman poikkeama, joka häviää hitaasti itään.

Kellarissa kulkee suuret itä-länsi-iskevät myöhään Variscan-murtuma-alueet, jotka aktivoitiin uudelleen alppien orogeenisen jakson aikana. Vuonna itäosassa Aksiaalinen Zone, murtumat ovat yleensä pystyssä, hyvä esimerkki on mylonitic Ariegenponi Vika klo Pic del Port Vell lähellä Ariegenponi-les-Vals . Länsiosassa murtumat putoavat varovammin pohjoiseen ja käyttäytyvät luoteis-kaakkois-suuntaisesti järjestettyinä ešelonin työntövoimina; näitä murtumia pitkin aksiaalisen vyöhykkeen kellari kaataa etelässä olevat Mesozoic-sedimenttiyksiköt. Hyviä esimerkkejä ovat en- ešelon- työntövoimat Eaux Chaudesissa , Gavarniessa ja Bénasquessa - Las Noguerasissa (viitaten Noguera Ribagorzana- ja Noguera Pallaresa -joen yläjoelle ). Työntövoimien kanssa kehittyi skistositeetti, joka vaikutti kellariin sekä alppien alkuperää viittaavaan sedimentin peitteeseen. Kaikki nämä murtumat aiheuttavat aksiaalisen vyöhykkeen kokonaispuristuksen 20%, mikä tarkoittaa noin 10-20 km: n maankuoren lyhenemistä. Tämän seurauksena aksiaalivyöhyke puristettiin etelään suunnattuun antiformiseen pinoon .

Aksiaalivyöhyke katoaa Haut Béarnista ylemmän liitukauden sedimentin peittävänä linjana vain ilmestyäkseen uudelleen Aldudésin - Quinto Réalin kellarikerroksiin , eteläisimpään Baskimaan kellarimassiiviin. Idässä Aksiaalinen Zone tulee downfaulted osaksi Neogene ja Kvaternaariset grabens sekä Pohjois Katalonian ja lopulta katoaa alta Välimerellä.

Aksiaalisen vyöhykkeen keski- ja itäosaa rajoittaa pohjoisessa Pohjois-Pyreneiden vika, järjestelmä, jossa on N 110: tä iskeviä, jyrkästi laskevia peruutusvikoja. Pohjois-Pyreneiden vian jälki tulee yhä hajautuneemmaksi Lourdesista länteen ; lähellä Baskimaan kellarimassiivia se näyttää siirtyvän etelään jakoavaimen vian vuoksi ja jatkuu sitten mahdollisesti Espanjaan Baskimaan Marmori Nappen eteläpuolella ja Baskimaan taittohihnan eteläpuolella . In Cantabria , se lopulta saavuttaa Atlantin rannikolla. Aksiaalisen vyöhykkeen eteläraja kulkee kokonaan Espanjan alueella. Sitä edustaa alppien käänteisvika, jota pitkin aksiaalivyöhyke syrjäyttää Etelä-Pyreneiden vyöhykkeen sedimentit. Idässä aksiaalivyöhyke rajoittuu suoraan Sierras Marginalesin itäisten edustajien vaippoihin.

Etelä-Pyreneiden alue

Monte Perdido , luoteisen Etelä-Pyreneiden vyöhykkeen sisäinen sedimenttivoimayksikkö .

Etelä Pyreneiden Zone koostuu Mesozoic-Eocene sedimentary sekvenssi, joka on irronnut Aksiaalinen Alue, evaporitic horisonttia Lähi tai ylempi Triaskausi ja siten kuljetettiin etelään. Tämän jakson kellari ei aukea. Eteläsuuntaista liikettä "kanavoivat" kaksi suurta konjugoitua vikaa, lännessä enemmän tai vähemmän pohjoisesta etelään suuntautuvat taittumat ja työntövoimat lähellä Cinca- jokea (Mediano ja Boltaña anticlines) ja idässä koillis-lounaaseen - trendinäkymä en johtoporras avaimella viat on Segre joen. Jälkimmäisessä työntöjärjestelmä muodostaa taaksepäin (taaksepäin työntyvän) imbrikaattisen puhaltimen, joka kehittyi viimeisimmän eoseenin ja varhaisen oligoseenin aikana. Johtuu supistuminen sedimentologiaan kansi joutui useita sisäisiä overthrusts, esimerkkejä ovat nappe ja Monte Perdido ja nappe että Cotiella luoteeseen. Keskeisemmällä paikalla on Bóixols-työntöarkki, joka jatkuu kauempana itään Pedraforcan työntöarkissa (ylempi yksikkö). Bóixols-työntövoima on taaksepäin työntävä, mutta myös ohittaa Montsec-työntövoiman etelässä. Sen sedimentit ovat paksuudeltaan 5000 metriä ja ovat iän mukaan enimmäkseen aaltoliittoja. Montsec-painelevy on korreloiva Pedraforca-painelevyn alaosan kanssa. Se koostuu 2000 metrin paksuisesta ylemmän liitukauden kalkkikivestä, jota seuraa alemman ja keskieoseenin syntektoninen konglomeraatti, hiekkakivi ja liuskekivi.

Sisäiset työntövoimat johtivat luonnollisesti paksuuden merkittävään kasvuun. Etelä-Pyreneiden vyöhyke lopulta päättyy Etelä-Pyreneiden työntövoimaa pitkin, missä Montsecin työntövoima-arkki ohittaa Sierras Marginalesin .

Työntöliikkeet, jotka muodostivat epätyydyttävän työntövoiman yhdistettyihin takapuolialtaisiin, tapahtuivat pääasiassa eoseenin aikana. Työntöarkkien kulkemista matkoista keskustellaan edelleen, arviot vaihtelevat suhteellisen pienestä jopa 30-50 km: iin.

Sierras Marginales

Katalonian geomorfologinen kartta:

Sierra Marginales ( espanjaksi: Border vaihteluvälit) ovat Sierra Aragonesas ja Serres Catalanes eteläisen Pre-Pyreneillä . Ne ovat, aivan kuten Etelä-Pyreneiden vyöhyke, muodostuvat Mesozoic-Eocene-sedimenttiperäkkäistä, vaikkakin paljon pienemmällä paksuudella, noin 900 m. Peräkkäin ovat keuper , jura, epämuodostumaton ala-liitukan bauksiitit, epämuodostumaton ylempi liitu, paleoseeni Garumnian fasiesissa ja alempi eoseeni. Sierras Marginales -yksiköt heikentävät Ebron altaan peräkkäisyyksiä. Myöhemmin nämä underthrusts oli unconformably piiriin Oligocene ja mioseenikautena sekvenssit Ebron altaan. Lännessä Sierras Marginales välittyy Jaca-Pamplona-työntövoimakerroksella, joka koostuu nuoremmasta eoseeni – oligoseeni-sedimenttiperäkkäestä. Tässä Gállego-joen länsipuolella olevassa painelevyssä rakenteet yksinkertaistuvat: Baskimaassa ja Cantabrian Pyreneillä sedimentin peitteeseen vaikuttavat vain pitkät ja suhteellisen avoimet taittojunat, joihin ajoittain lävistetään kupera Keuper-suola. Idässä Sierras Marginalesia edustaa tektonisesti vertailukelpoinen Port del Comte -painolevy ja Cadí-työntöarkki , jotka koostuvat pääosin eoseeniperäkkäistä.

Sierras Marginales syrjäyttää pohjoisessa Etelä-Pyreneiden vyöhykkeen Montsec- työntövoiman avulla.

Etelään suuntautuneiden työntöliikkeiden loppu oli diakroninen ja kulki idästä länteen. Esimerkiksi Cadí- työntövoimakkeessa liikkeet pysähtyivät 34 miljoonaa vuotta sitten (eoseenin / oligoseenin raja), kun taas Jaca-Pamplona-työntövoimakerroksessa ne pysähtyivät jo 23 miljoonaa vuotta sitten (oligoseenin / mioseenin raja).

Etelä etelämaa

Pyreneiden orogeenin eteläosa on Ebron allas tai Ebron altaan . Se voidaan jakaa Katalonian koillisosassa sijaitsevaan eteläosaan taitettuun ulkomaille ja osaksi pohjimmiltaan epämuodostunutta tasainen makuuasemaa, joka vie loput. Kuten pohjoisessa sijaitsevassa Subpyrenean vyöhykkeessä, Sierras Marginalesin ja heidän itäisen edustajansa vaikuttavat liikkeet vaikuttivat myös eteläiseen taitettuun maanosaan. Indusoitu taitto-intensiteetti pienenee kauemmas työntövoiman etupuolelta, kunnes saavutetaan epämuodostunut Ebro-allas. Taittotrendit seuraavat enemmän tai vähemmän pyreneiden suuntaa tai yhdensuuntaisesti työntövoiman rintamien kanssa, mutta kääntyvät NE-SW suuntaan Segre-joen lähellä (esim. Oliana Anticline ).

Ebron altaan sedimenttisekvenssissä on pohjassa paleotsoisia kiviä, joita seuraavat ylimmät liitukauden / alimman paleoseenin punaiset sängyt ja eoseenikalkkikivet, merimarsit ja ylemmät eseenin evaporiitit ( Cardona evaporites ). Alempi oligoseeni on konglomeraattinen ja pro-laatuinen etelään höyrystys- ja lakustriinikertymiksi. Eteläisellä taitetulla etumaalla taitettu paleogeenisarja on epäsäännöllisesti peitetty Ebro-pääaltaan tasaisesti makaavilla muilla kuin merellisillä mioseeni- ja plioseenikerroksilla.

Ebron allas syvenee kohti Etelä-Pyreneiden etupuolen vikaa, jossa se käsittää 3000 metriä sedimenttiä. Tämä pienenee 1500 metriin lähellä Sierra Marginalesin työntövoimaa. Altaan syvin osa, jossa on 5000 metriä sedimenttejä, on lähellä Logroñoa sen luoteisimmassa päässä.

Orogeenin evoluutio

Polysyklisen geologisen evoluutionsa vuoksi Pyreneet voidaan katsoa johtuvan kahdesta suuresta orogeenisesta syklistä:

  • prealpiinisykli.
  • alppisykli.

Prealpine orogeeninen sykli

Prekambrialainen

Rakenteelliset ja petrologiset tutkimukset aksiaalisen vyöhykkeen ja Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen metamorfisissa kivissä pystyivät osoittamaan sisällytettyjen prekambrialaisten jäänteiden olemassaolon. Esimerkiksi Canigoun massiivin kellarista ja Aglyn kellarikerroksessa löydettiin prekambrialaisen kellarin jäännökset (tunnistettu radiometrisen datan avulla granitoidien ja tiettyjen tektonista alkuperää olevien rakenteiden avulla), jotka myöhemmin sisällytettiin Variscaniin orogeeni tektonisten liikkeiden ja siihen liittyvän metamorfismin avulla.

Alkuperäisiä radiometrisiä tuloksia ei kuitenkaan vahvistettu SHRIMP-menetelmällä (löydettiin vain 477–471 miljoonan vuoden ikäiset ordoviikit). Kellarin kadomilainen alkuperä on siis epävarma.

Precambrian kalliot ovat pääasiassa amfiboliitin ja granuliittifasien gneissejä ja meta-sedimenttejä, joihin charnockites ovat tunkeutuneet .

Neoproterotsooinen ja paleotsoinen

Cambro-Ordovician metamorfiset kivet käsittää migmatiiteista ylemmän amfiboliittia kasvojen ilmeettömyys luokka, kiilleliuskeiden kanssa andalusiittia , kordieriitti ja stauroliitti alemman amfiboliittia kasvojen ilmeettömyys luokka, ja phyllites on vihreäkivi piirteitä kasvoissaan luokka.

Epicontinental, psammitic sedimenttejä neoproterotsooinen maailmankausi ja Ala Paleozoic ovat hyvin paksuja hienontuneiden ( mudstone - hiekkakivi ) peräkkäin olennaisesti vailla fossiileja . Nämä sedimentit tulivat suuressa osassa myöhemmin Variscanin orogeenisten alueiden päälle. Karbonaatit ovat interkaloituneet lähellä hajoavan peräkkäisen pohjaa.

The (meta) kerrostunut peräkkäin alkaa 2000 3000 metrin paksuinen Canaveilles Group on Ediacarian noin 580000000vuosi sitten. Sen sedimentit koostuvat pääasiassa liuskeista ja harmaahakoista, joissa on interkaloituja ryoliitteja ja karbonaatteja. Cadí Thrust Sheet -alueella kehittyi Ala- Kambriumilla arkeosyathidia sisältäviä kalkkikiveä . Alkaessa Lähi Cambrian The Canaveilles konserni korvataan Jujols ryhmän , joka on 2000 m paksun flyschoid sarja käsittää liuskeita , savikiven ja siltstones kerrostunutta karbonaattien ja kvartsiiteista. Jujols-ryhmä on vähemmän muodonmuutos kuin mesozonaalinen Canaveilles-ryhmä. Sen sedimentaatio kesti todennäköisesti alimpaan ordovikiin .

Pidemmän tauon jälkeen Jujols-ryhmää - Rabassa- konglomeraattia - seuraa epäjohdonmukaisesti jopa 100 metriä karadokialaista (ordoviikkalaiset vaiheet 5 ja 6) . Tätä peittää lähes 500 metriä Cavan muodostumista , kerrostetut harmaahäkit ja tulivuoren horisontteja sisältävät liuskekivet. 200 m paksu Estana-muodostuma koostuu kalkkikivistä ja kalkkipitoisista liuskekivistä. Sen lopun Ordovician kalkkikiven sisältävät pohjaeläinten eläimistön ( brakiopodit , bryozoans , cystoidea ) sekä conodonts . Peräkkäin päättyy huonosti kerrostuneeseen Ansobell-muodostumiseen (20-300 m), tummiin liuskoihin, joissa on mikrokomeraatteja, jotka osoittavat glasiomariinin kerrostumisympäristön. Ansobell-muodostumalla voi olla epäsäännöllisyys ja se seuraa joskus suoraan Cava-muodostumaa.

Mukana olevat tulivuorikivet ja konglomeraatit viittaavat rauhoittamattomiin tektonisiin olosuhteisiin, jotka todennäköisesti liittyvät Kaledonian orogenian ( Taconian Phase ) alkuvaiheeseen .

Aikana Rhuddanian ( Silurian ) aluksi 20 m kvartsiitinsavitäyttömassat kiviä, Bar Kvartsiitit , kerrostettiin seurasi 50-250 m tumma, grafiittirikkaisiin , graptolite -pitoista savikivien . Liuskekivien paksuus voi nousta lännessä 850 metriin. Ne vievät lähes koko Silurian ( Aeronian asti Pridoli ), dokumentoi graptolites. Yläosassaan ( Ludlow ) liuskat sisältävät kalkkipitoisia horisontteja ja kalkkipitoisia kyhmyjä (konodonttien, nautiloidien , simpukoiden , krinoidien ja ostrakodien kanssa ). Lähellä Baskimaan massiivia, kalkkipitoiset fasit muuttuvat erilaisten hiekka- ja lietekivien detriittisiksi kasvoiksi. Graptoliittia sisältävät liuskekivet metamorfoitiin myöhemmin alempiin amfiboliittikarkkeisiin . Ne muodostavat näkyvät koristeelliset pinnat.

Devonikauden on meren ja runsaasti fossiileja ( spiriferids ja trilobiitit kuten Phacops ). Se koostuu kuudesta laskeuma-alueesta (ja runsaasta kokoonpanosta), jotka eroavat huomattavasti sedimentaalisesta kehityksestään (etenkin Baskimaan Pyreneillä). Yleensä Länsi-Pyreneillä matalat merimaisemat ovat vallitsevia, kun taas Itä-Pyreneillä hallitsevat hemipelagiset kasvot, joissa ajoittain korkeita syitä. Devonikauden on erittäin vaihteleva paksuus, sen 100-600 m-ja paikoissa, 1400 -thick peräkkäin koostuu monista eri sedimentin kasvojen ilmeettömyys kuten greywackes , reefal kalkkikiven ja hiekkakivi. Aivan erityinen ovat porrastettuja vaaleanpunaisesta punainen, sininen tai vihreä kalkkikiven ja nodulaarinen kalkkikiven, ns griottes alemman Famennian . Myös kalkkikiveä ja mustaa liuskekiveä esiintyy.

Lochkovian koostuu mustan savikiven ja kalkkikiven ja on erittäin runsaasti conodonts. Aikana Pragian , joka on siliciclastic kiilan muodostettu, San Silvestre Kvartsiitit on Basibé muodostaminen . Kauden Ylä Givetian asti Frasnian todisti lausutaan kivilajien eroista ja lisääntynyt sedimentaationopeuksia. Ala-Frasnian alueella kehittyi riutakomplekseja, mutta silikamateriaalia toimitettiin samalla länsi-, keski- ja baskialueelle. Keski-Famennian alussa sedimentaatio Pyreneillä muuttui jälleen tasaisemmaksi ja Devonin loppuun asti laitettiin yksitoikkoiset, tiivistetyt pääjalkaisia ​​sisältävät kalkkikivet ( Griotte-kalkkikivet ja harmaista vaaleanpunaisiin, nodulaarisiin Supragriotte-kalkkikiveihin ). Famenniläisten loppupuolella alkoi ilmestyä ensimmäinen hiati, joka johti Länsi-Pyreneiden täydelliseen uppoamiseen Mississippian alkaessa . Vastaava epäjohdonmukaisuus, joka esiintyy vain Länsi-Pyreneillä, kuuluu Variscan-orogeenian ( Breton-vaihe ) varhaiseen muodonmuutosvaiheeseen .

Ainoastaan ​​Länsi-Pyreneillä Ala-hiili (Mississippian alue) erotetaan Devonin sedimenteistä epätasaisuuksien kanssa, ja se alkaa merestä transgressiivisen kvartsi- kivikerroksen kanssa. Missä tahansa muuta, Supragriotte kalkkikiven ovat conformably overlain ennalta orogenic sedimenttien jotka alkavat Ala cherts on Tournaisian . Ala-aarteet käsittävät 50 metriä mustia fosfaattisolmuja sisältäviä maljoja, jotka on kerrostettu mustien liuskojen kanssa. Harmaiden, nodulaaristen, goniatiittia sisältävien kalkkikivien välitilan jälkeen ylemmät sipulit talletettiin Viséanin aikana - harmaita tai vihreitä sipulia, jotka toisinaan olivat kerroksittain pyroklastien kanssa ja päättyivät harmaisiin nodulaarisiin kalkkikiveihin.

Mississippian muuttuu myöhemmin Kulm- fasien lähes 1000 m paksuisiksi detriittisiksi, synogeenisiksi sedimenteiksi . Poikkeuksena ovat Länsi-Pyreneet, joissa Serpukhovian aikana Kulmia edeltävät tummanharmaat, laminoidut kalkkikivet. Diakroniset Kulmin sedimentit ovat hiekkakivien ja tummien liuskojen flysch-tyyppisiä ( turbiditeja ) kerrostumia - variskolaisten tektonisten liikkeiden edustajia. Ne sisältävät myös kerroksia hemipelagisia kalkkikiveä, konglomeraatteja, hiilipitoisia runkoja sekä olistoliitteja . Kulmin fasien sedimentaatio alkoi idässä jo Viséan / Serpukhovian rajalla ( Namurian ), mutta Gallégo-joen länsipuolella se alkoi vasta Pennsylvanian (Ylä-Westfalen, Bashkirian ) alussa . Baskimaan Pyrenees, Kulm sedimentaatio perdured osaksi Moskovian . Kulmin sedimentit kerääntyivät kanjoniesiintymiksi mantereen rinteelle tai sukellusveneen tuulettimina lounaaseen muuttavaan Variscan-orogeenin etupäähän.

Variscan orogeny

Variscan orogeny ilmaistaan ​​tärkeänä epäjohdonmukaisuutena paleotsoisen sedimentin peräkkäin, joka asetetaan yleensä Ala-Westfalenin ( Bashkirian ) yläpuolelle ja Stephanian ( Moscovian ) alapuolelle, mutta joskus jo Ylä-Westfalenin alapuolelle. Tektoniset liikkeet tapahtuivat siis noin 310 miljoonaa vuotta sitten, fossiilisten kasvien päivittämällä.

Ylä-Westfalenissa on tärkeä epäsäännöllisyys pohjassaan ja se koostuu konglomeraateista . Moscovian edustaa sinimusta savikiven, jonka päällä ns harmaa yksikkö on Kasimovian (Stephanian B) ja siirtymävaiheen Tasot ja Gzhelian (Stephanian C ja Autunian). Nämä sedimentit eivät ole muodonmuutoksia tai vain heikosti muunnettuja, kun taas epätäydellisyyden alapuolella olevat sedimentit kokivat täysin Variscan-muodonmuutoksen.

Variscan-orogeenian kauaskantoiset vaikutukset vaikuttivat pyreneiden alueeseen monin tavoin. Ensisijaista olivat Puristuskuormitus korostaa, että taitettu Paleozoic sedimentteihin. Kehittyi useita kerroksia, toisinaan päällekkäin. Taitoksiin liittyy skistositeettia . Paleotsoisen sedimentit ja sen prekambrinen kellari muunnettiin myös korkeassa lämpötilassa ja matalapaineessa ( HP / LT ). Paikoissa anatexis päästiin, esimerkiksi ollessa sulaminen noin Precambrian gneisseistä on Prevariscan kellarissa yhdessä niiden vaipan kiilleliuskeiden . Toinen tärkeä seuraus orogeenisuudesta oli myöhäisorogeeninen magmatismi, joka sisälsi pääasiassa hapon mutta toisinaan myös emäksisen koostumuksen omaavia granitoideja ( granodioriitteja ja biotiittigraniitteja ). Näiden granitoidien joukossa on syvälle sijoittuneita, melko diffuuseja, tunkeilevia runkoja, jotka liittyvät migmatiitteihin , mutta myös tyypillisiä, hyvin määriteltyjä plutoneja, jotka usein nousevat Variscan - taitevyön antikliinien ytimiin . Tärkein magmatismi tuhoutui 310: stä 270 miljoonaan vuoteen (myöhään Pennsylvanian ja Permin aikaisin jäähdytyskaudet). Hyvä esimerkki päämagmatismista on 280 miljoonaa vuotta vanha Maladeta-granodioriitti .

Tärkeää oli myös myöhäisen vaiheen murtaminen hauraissa olosuhteissa. Kehittyvät murtumat todennäköisesti seurasivat heikkoja vyöhykkeitä, jotka jo alkoivat paleosoisen ajan aikana. Näiden murtumien pääsuunta on WNW-ESE, ns. Pyreneiden suunta , erinomainen esimerkki tästä on Pohjois-Pyreneiden vika. Näillä murtumilla on ratkaiseva rooli orogeenin jatkokehityksen aikana.

Alppien orogeeninen kierto

Vertaa myös: Aquitaine Basin - Sedimenttinen evoluutio

Pennsylvanian, Permin ja Ala-Trias

Pic du Midi d'Ossau , jäännös Permin tulivuorirakennuksesta

Asturian vaiheen jälkeen laskeutuneita sedimenttejä Ylä-Westfalenissa (Moscovian) aina Ylä- Triassiin asti voidaan pitää myöhäisvaiheen jatkeeksi joutuneen Variscan-orogeenin melassina. In puoli-grabens 2500 sedimentin kertynyt päättyessä hiilikaudella ja koko Permiäärisen, pääasiassa interbedded ei-meri- ja basalttisen - andesitic kiviä. Lakratiinin affiniteetin tuhoavat muodostumat kivihiilimittauksilla Stephanian ( Kasimovian ja Gzhelian ) aikana, joita seuraa punaiset hiekkakivet ja kasvien jäännöksiä Permin aikana, ovat tyypillisiä ketjun eroosiotuotteita, jotka eivät ole saavuttaneet vakautta.

Gray yksikkö on Kasimovian on sekvenssi pienenee raekoko, alkaen breccias ja ryhmittymien ja muuttumassa hiekka- ja hiili-laakeri savikiven ( antrasiitti louhitaan lähellä Campo de la Troya ). Mukana ovat myös andesiittikerrokset, jotka voivat saavuttaa merkittäviä paksuja paikoin. Siirtymävaiheen Tasot ovat myös sekvenssin pienenee raekoko (konglomeraatit, hiekkakivi, ja hiili-laakeri savikiven), mutta sen sijaan, että andesites, ne sisältävät tuffs ja rhyodacitic lavaa. Ne sulkeutuvat lakromatiinikivikivillä , jotka sisältävät stromatoliitteja , karofyyttejä ja ostrakodeja .

Permin mantereen punaiset sängyt lepäävät epämääräisesti siirtymäkerroksilla. Niiden paksuus vaihtelee voimakkaasti ja saavuttaa 800 m, joskus jopa 1000 m. Niitä esiintyy pääasiassa Baskimaan Pyreneillä ja aksiaalivyöhykkeellä. Samoin kuin Stefanian sedimentit, ne saostuivat tulvaväleinä (tuulettimina ja lyhytaikaisina virtoina) ja pisaran sedimentteinä Variscan-orogeenin transtenssialtaissa.

Edellä mainitut murtumat olivat ratkaisevia määritettäessä kasvojen jakaumia tällä aikavälillä. Ne vaikuttivat myös tuliperäisten tulivuorenpurkausten jakautumiseen Permin aikana, kuten kalkkikiven tulivuorenpurkaukset Pic du Midi d'Ossaussa ja Baskimaan basaltit . Näiden tulivuorenpurkausten laukaisija oli todennäköisesti Iberian varhainen jarrutusliike suhteessa Euraasian levyyn.

Aksiaalivyöhykkeessä Permi voidaan jakaa kolmeen sedimenttisarjaan (ylhäältä alas):

  • La Peña de Marcanton -sarja. Sen paksuus on 500 m ja se on pääasiassa hienorakeista.
  • Pic Baralet -sarja. Jopa 300 m paksu. Se koostuu polygeenisista konglomeraateista, joiden paleozoinen kalkkikivifragmentti on upotettu punaiseen hiekkakiviin. Sarja lepää osittain vaatimattomasti Somport-sarjassa.
  • Somport- sarja. Yleensä hienorakeinen sarja, jonka paksuus voi olla 300 m ja joka koostuu punaisesta purppuraan savikivistä. Se lepää epämuodollisesti siirtymäkerroksilla.

Detrital Ala-Triassic ( Buntsandstein ) on hyvin samanlainen kuin Permi . Sen paksuus on 400–500 m, ja se koostuu karkeista konglomeraateista, hiekkakivistä, psammiteista, joissa on kasvijäämiä ( Equisetites , Coniferomyelon ), sekä vihreistä ja punaisista purppuranpunaisiin savikiviin. Tuolloin Variscan-orogeenin levinneisyys oli edennyt pitkälle ja sedimenttimajoitustilat alkoivat laajentua.

Keski-triasista ylempiin jura-aikoihin

Sedimenttisukupolvet Keski-Triasista Ylä-Jurassiciin ovat hyvin samankaltaisia ​​Pyreneiden molemmin puolin.

Aikana Muschelkalk kertaa, meri kehittynyt jälleen, mutta ainoastaan Pohjois Pyreneiden Zone ja Baskimaassa. Tuloksena olevat sedimentit ovat 20-100 m dolomiittisia solukalkkikiveä, harmaita fossiilisia kalkkikiveä ja aaltoilevia kalkkikiveä. Ylätriasissa ( Keuper ) sedimentaatio levisi koko Pyreneiden alueelle. Noin 220 miljoonaa miljoonaa vuotta sitten ( Karnian aikana ) esiintyi höyrystymiä laguuneissa ja grabeneissa - esiintyy kirjava, kipsipitoista , rautapitoista savea, kipsiä, anhydriittiä , dolomiittimarssia, dolomiitteja, kivisuolaa sekä kalium- ja magnesiumsuoloja. Evaporiitit palvelivat myöhemmin merkittävinä dekollisointikohteina. Rajalla muodostui Pyreneillä ja eteläisessä Akvitania-altaassa ylemmän triasian / Hettangian doleriittiset koleiitit ( ophiitit ), mikä osoitti, että murtumisvyöhykkeitä (sukellusveneiden halkeamien purkauksia ja kynnyksiä kiinteyttämättömissä Keuperin sedimenteissä ) jatkettiin .

Jurassic-ajan sedimentaatiolle on tunnusomaista karbonaattialustan kasvu. Sedimentit ovat pääasiassa epikontinentaalisia kerrostuma-aineita, samoin kuin kalkkikiveä, marsuja ja dolomiitteja, joissa on meren tai rannikon faunaa. Allas oli jännitteinen tänä aikana, ja sen seurauksena luotiin pitkät horstit ja graben-rakenteet, joilla oli erilainen vajoamisaste, seuraamalla enemmän tai vähemmän Variscan-murtumien suuntausta. Sen pohjoispuolta reunustaa suhteellisen vakaa Aquitanian-hylly. Allas johtuu todennäköisesti Atlantin alueelta tunkeutuvasta kuoren ohenemisesta.

Lias alkoi rikkomukseen, joka on tärkeämpää kuin edistysaskeleet Muschelkalk ja Keuper meriin. Sen kokonaispaksuus vaihtelee välillä 150–400 m. Merenpinta jatkoi nousua Hettangian aikana ja fossiilisia kalkkikiveä kerrostui; tämä suuntaus kääntyi myöhemmin regressioksi jättäen evaporiitit (kivisuola ja anhydriitti, joissa oli kalkkipitoisia kerroksia). Altaan reunalla ja Pyreneiden itäosissa laskeutui puristettua kalkkikiveä ja kaistaleita sisältäviä dolomiitteja, joissa oli anhydriittikerroksia; dolomiitit muuttuvat anhydriitin liukenemisesta monogeenisiksi rakeiksi. Regressio jatkui Ala-Sinemurian aikana sedimentoituneena vuorovesi- ja vuorovesi- nauhakalkkikivien ja dolomiittien aikana. Ylä-Sinemuriassa (Lotharingian) avomerialueiden olosuhteet vakiintuivat uuden merenpinnan nousun vuoksi; altaan syvemmissä osissa kehittyi fossiilisia kalkkikiveä, kun taas korkealla maaperällä kerääntyi oliittisia kalkkikiveä. Keski-Lias ( Pliensbachian ) aloitti transgressiivisesti myös hienorakeisella detritalilla, kalkista marly-sedimentteihin (ferruginous oolites, fossiiliset kalkkikivet ja marsut), jotka muuttuvat margliksi. Itä-Pyreneillä muodostui pyriittiä sisältäviä savikiviä huonosti hapetetun ympäristön vuoksi; ne sisältävät hyvin monipuolisen ammoniittien eläimistön, joka kuuluu Ranskan kaakkoisosaan, kun taas ammoniittikanta Atlantin puolella on melko yksitoikkoista. Ylä-Liasin ( Toarcian ) aikana meri nousi korkealle, jatkuen hienorakeisella detritaalisella sedimentaatiolla ja laskeutumalla mustiin pelagisiin merimarskeihin ( marnes noires ja schistes esquilleux ). Liasin loppupuolella regressiiviset taipumukset tulivat jälleen havaittaviksi.

Merenpinnan lasku jatkui suoraan keski-Jurassiciin . Lähellä Pau Oolite este alkoi kasvaa joka ulottuu koko matkan pohjoiseen Poitiers . Se jakoi sedimenttialtaan nyt kahteen pääfasiesalueeseen: syvempään läntiselle alueelle, joka on avoin Atlantille ja joka on infratidaalinen sedimentaatio (mustasta sinertävään argillaseiseen kalkkikiveen, jossa on runsaasti pohjaorganismeja, mikrofilamentteja ja ammoniitteja) ja matala, suljettu itäinen alue, jossa on vuorovesi sedimentaatio (vaihtelevat karbonaattifasit, kuten pseudo-ooliitit ja raidalliset dolomiitit, mutta myös anhydriittejä sisältävät evaporiitit). Nämä vuorovesi-sedimentit kokivat voimakkaan samanaikaisen dolomitisaation . Keski-Jurassicin loppupuolella merenpinta laski entisestään.

Ylä-Jurassic ja Ala Liitukauden

Yläjurassin aikana ( erityisesti Tithonian ) ja varsinkin ala-liitukauden aikana tapahtui dramaattisia muutoksia. Iberia alkoi repiä Armorican Massifista eteläsuunnassa, ja sen jälkeinen Biskajanlahti alkoi levitä hitaasti (muodostuessaan valtameren kuorta Keski-Albian alueelta Coniacianin loppuun asti ).

Sedimentaatio Malmissa (kokonaispaksuus 600-750 m) lisääntyi vasta Ylä-Oxfordissa , Ala-Oxfordia esiintyi harvoin. 100--150 m paksu Ylä-Oxfordiania edustaa ooliittiesteen länsipuolella intratidaaliset alustan sedimentit, kun taas idässä dolomitisaatio jatkuu. Vuoteen Kimmeridgian aikoina piirteitä kasvoissaan erot vaimenevat, koska madaltuminen läntisen toimialallaan mikä oli suuri, hienorakeista, musta, litografisten kalkkikiven ja hienojakoinen levymäinen kalkkikiven. Tithonian aikana voimakkaat taantuvat suuntaukset, jotka johtivat meren täydelliseen vetäytymiseen. Baskimaassa meri oli vetäytynyt jo Kimmeridgianin lopussa. Merenpinnan laskun aikana haihtuneet, dolomiittiset, laguuni- ja pisarakasvit jäivät taakse.

Sen jälkeen, kun meren kaakkoisosuus oli edennyt Berriasian alueella pienen salmen kautta Pauista itään, joka laskeutui 100 metriä vuorovesien välisiin ja vuorovesien kalkkikiveihin ja hiekkaisesta saveaan detriteihin. Aikana Valanginian ja Hauterivian kertaa, savinen marls päälle syntynyt Horsts muuttuivat alle ferralitic ilmasto-olosuhteissa osaksi bauxites , jotka kivettyneet myöhemmät rikkomuksiin. Kun toinen meren rikkomuksen idästä aikana Barremian , pitkänomainen Graben alueiden Pirenaican verkkotunnuksen vastaanotetun 200-300 m meren hylly sedimenttejä Urgonian kasvojen ilmeettömyys , kuten dolomiitit, levien kalkkikiven, foraminiferous kalkkikiven, ja rudist kalkkikiven. Urgonian kasvohoidot voivat pilaantua Corbièresissa ja Etelä-Pyreneiden vyöhykkeellä Albianiin. Merenpinnan laskiessa Ylä-Barremian alueella sedimentoitiin mustia, pyriittiä sisältäviä savikiviä ja laguunin kalkkikiveä, joissa oli runsaasti ostrakodeja ja characeansia.

Barremian / Aptian rajan jälkeen, joka on merkitty toisella merenpinnalla, Aptian ja Albianin aikana tapahtui vielä neljä merenpinnan värähtelyä, mikä aiheutti erittäin merkittävän sedimentin kertymisen (joissakin paikoissa jopa 3000 m). Atlantin alueella uppoavien grabenien takia Atlantin ja Tethysin vesimassat sekoittuivat ensimmäistä kertaa. Aptian / Albian sedimenteille on ominaista hienorakeisen terrigeenisen ja orgaanisen materiaalin kilpaileva vuorovaikutus. Orgaaninen materiaali on vastuussa rudistien , heksakoraalien ja levien rakentamien matalien alustojen muodostumisesta . Ylä-Albianissa vallitsi terrigeeninen materiaali, ja kerrostui useita matalia, osittain kalkkipitoisia hiekkakivimuodostelmia. Detritalisen materiaalin lähde-alue oli Aragonian / Pyreneiden alue, joka kävi läpi ensimmäisen epirogeneettisen nousun . Samassa yhteydessä Formation de Mixen virtaavat suistoalueen sedimentit kuljetettiin etelästä ja Poudingues de Mendibelzan hyvin heterogeeniset, jopa 1000 m paksut konglomeraatit , tulkittu delta-rintaman yläosaksi.

Ylempi liitukauden

Juuri ennen ylemmän liitukauden alkua Pyreneiden alue oli eronnut Albianissa kahdeksi hyvin erilaiseksi sedimenttialueeksi. Iberian pohjoisreunalla (Etelä-Pyreneiden vyöhykkeellä ja aksiaalivyöhykkeellä) kerrostettiin hyllykarbonaatteja. Useiden emersioiden takia niiden paksuudet ovat vain hyvin pienet. Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen transtension vuoksi kehittyi erittäin voimakkaasti laskeva flysch-allas (Pohjois-Pyreneiden alue), joka seuraa lähinnä itä – länsi-suuntaisia ​​Variscanin murtuma-alueita. Allas syveni kohti Atlanttia ja matala itään, missä se päättyy ennen Aude-jokea. Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen kellarimassiivit jakavat sen kahteen säikeeseen - eteläiseen säikeeseen nimeltä sillon aturien , joka sai jopa 2500 m flysch-ardoisieria ja pohjoiseen säie flysch noirin kanssa . Flysch-altaan reunustaa pohjoiseen suhteellisen vakaa Aquitanian-hylly. Se muodostui luultavasti Atlantin puolelta tunkeutuneesta suuresta kuoren ohenemisesta.

Samanaikaisesti transtension kanssa tapahtui Pyreneiden metamorfismi, jolle oli tunnusomaista korkea lämpövirta (huippulämpötilat olivat 500–600 ° C), mutta suhteellisen alhaiset paineet ( HT / LP-metamorfismi ). Näissä olosuhteissa uudet mineraaleja kuten biotiitti , diopside ja scapolite kasvoivat. Metamorfismi on diakroninen, ja se on päivätty radiometrisesti itäisellä Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeellä nimellä Albian, kun taas lännessä sijaitsevassa Baskimaassa (esimerkiksi Baskimaan marmorisapissa) se on päivätty vain kampaanilaiseksi . On mahdollista, että metamorfismi kesti lievemmässä muodossa liitukauden loppuun saakka tai jopa eoseenin alkuun.

Kaksi suurta deformational vaihetta kehittämisen kanssa schistosities (Ylä alban asti Ala Cenomanian ja Santonian asti maastrichtilainen ) vaikutti Pyreneiden toimialueen aikana liitukaudelta ilmaista itseään kuin unconformities sedimentologiaan. Flysch-altaan lyhennettiin ja Iberian pohjoisreunaan muodostui orogeeninen kiila, joka siirtyi hitaasti pohjoiseen eteläosaan. Tämän seurauksena flysch-altaan, joka sai kiilasta eroosionesteet, pakotettiin siirtymään myös pohjoiseen (vaihtuminen Santonian aikana Pohjois-Pyreneiden altaalta Subpyrenean altaalle). Tämän vuoksi Subpyrenean altaan täytti 1000–4000 m flysch à fucoides -tuotetta .

Variscan-murtumavyöhykkeet olivat aktiivisia koko ylemmän liitukauden ajan ja vaikuttivat ratkaisevasti sedimenttien kasvojen jakautumiseen. Tätä toimintaa korosti edelleen alkalinen magmatismi, joka kesti keski-Albianista Coniacianin loppuun asti; siis Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen länsipuolella sukeltivat sukellusveneiden basaltiset laavat suulakepuristettuina, kun taas kauempana itään Béarnissa ja Bigorressa eri magmaattiset kalliotyypit tunkeutuivat ylempien liitukauden kerroksiin.

Kenozoic

Paleoseenin sedimenttisekvenssit korostavat eroja itäisen ja läntisen Pyreneiden välillä. Lännessä merihyllyn kasvot jatkuivat ja flysch-allas aleni edelleen. Idässä asetettiin Garumnian fasien (joiden laskeutuminen alkoi jo liitukauden lopussa) mannermaiset punaiset sängyt , pääasiassa tulva- ja paludiaaliset fasit. Samaan aikaan ensimmäiset tektoniset lyhennykset ja kohotukset vaikuttivat Pyreneiden itäosiin.

Länsi-Pyreneillä meren sedimentaatio jatkui myös eoseenin aikana . Kahdessa maan alla sijaitsevassa altaassa nykypäivän ketjun molemmilla puolilla sedimentoitiin kalkkikiveä, marsuja, huokoisia hiekkakiviä ja pohjaeläimistöä . Pyreneiden Ranskan pohjoisreunalla (Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeellä) olevat eoseenin sedimenttisukupolvet ovat melko ohuita ja täynnä fasien muutoksia. Siellä lyhytaikaisia ​​rikkomuksia ja regressioita voidaan seurata Languedociin . Aikana Ypresian , ensimmäinen ryhmittymien alkavat toimitetaan.

Tämä erittäin paksu konglomeraattinen muodostuma, nimeltään Poudingues de Palassou, on indikaattori Pyreneiden alueen tärkeimmälle orogeeniselle vaiheelle, Pyreneiden päävaiheelle , johon liittyi erittäin voimakkaita muodonmuutoksia ja kohotuksia. Konglomeraatit peittyvät myöhemmin epäsäännöllisesti loppu-eoseenikerroksilla, joten orogeeninen vaihe voidaan osoittaa Ypresian / Lutetian aikavälille , ts. Noin 50-40 miljoonaa vuotta sitten.

Katalonian Pyreneiden eteläpuolella taitetut konglomeraattimuodostelmat on päivätty ylemmäksi lutiksi Bartonianiksi , mikä edustaa aikaväliä 44-37 miljoonaa vuotta sitten. Niitä peittävät myös epäjohdonmukaisesti manner-eläimistöä sisältävät endoseenipitoiset sedimentit.

Pyreneiden päävaihe ilmeni aksiaalisen vyöhykkeen molemmin puolin käänteisinä vikoina ja työntövoimina melko suurilla siirtymillä. Liikkeet suunnattiin Ranskan puolelta pohjoiseen ja Espanjan puolelta etelään. Mutta niiden alueellinen järjestely ei ollut symmetrinen; esimerkiksi Espanjan puolella on paljon matalampia upotusrakenteita. Vika ja työntö häiritsivät paitsi Mesozoic- ja Paleogene-sedimentin peitteitä myös suuria osia Variscanin kellarista. Kellari oli epäonnistunut paitsi jäykästi paleotsoisen murtumajärjestelmän kohdalla, myös sen rakenteellisessa kudoksessa tapahtui voimakkaita alppien muodonmuutoksia heterogeenisuuksien ja anisotropioiden ympärillä.

Vähemmän tärkeät muodonmuutosvaiheet seurasivat Pyreneiden päävaihetta, mikä kaikki vaikutti orogeenin lopulliseen ulkonäköön. Esimerkiksi Ebro-altaan pohjoisella reunalla lähellä Sierras Marginalesia taitettu oligoseeni peitetään epämuodollisesti tasaisesti makaavalla, detriittisellä , mantereelta peräisin olevalla mioseenilla . Tämä viittaa toiseen muodonmuutosvaiheeseen oligoseenin lopussa noin 25 miljoonaa vuotta sitten.

Mioseenin alkamisen jälkeen kohotetulle orogeenille tehtiin voimakas eroosio, joka ilmaistiin valtavalla melassilla, joka pääsi valuma-alueisiin, kuten esimerkiksi Akvitania-altaaseen. Vuonna plioseenikaudeksi , uudistetun maankohoaminen alkanut, johtaen valtavan alluviaalikeila vuoren edessä, merkittävä esimerkki on Lannemezan alluviaalikeila. Toinen tärkeä seuraus kohottamisesta oli peneplanation . Useita peneplanation-tasoja on löydetty hyvin erilaisista korkeuksista (3000–2000 m aksiaalivyöhykkeellä, lähellä 1000 m Pays de Saultissa, lähellä 400 m Agly-massiivilla ja 100 m Corbièresissa). Ne muuttuvat yleensä itään matalammiksi, useita nousuja kohti oligoseenin loppua, kohti mioseenin ( Pontian peneplanation ) loppua ja kohti plioseenin loppua ( Villafranchian peneplanation ).

Neogeeniseostumat ovat säilyneet Pyreneillä pääasiassa pienissä grabeneissa lähellä Välimeren aluetta (lähellä Cerdagnea ). Grabenit ovat myös toistuvasti tulvinneet Välimeren alueella, esimerkkeinä Ampurdanin lähellä olevat grabenit ja Roussillonissa olevat grabenit , jotka sisältävät plioseenifunaa. Nämä laajentavat rakenteet ovat todennäköisesti velkaa olemassaolonsa uusituille liikkeille Variscan-murtumissa. Hyvin nuori tulivuoren lähellä Olot on luultavasti samanlainen syy.

Ossouen jäätikkö ja Pic Montferrat Vignemale- massiivilla

Aikana Kvaternaariset , Pyreneiden kokenut useita jäätiköitä , mutta on paljon vähemmän intensiteettiä kuin esimerkiksi Alpeilla. Suuret jäätiköt etenivät Gave d'Ossaun , Gave de Paun , Garonnen ja Ariègen laaksoista Ranskan pohjoispuolella. Tänään noin 20 pienempää todellinen jäätiköt sekä cirques ja jäätikkö jäänteiden lakanneet (esimerkkejä ovat Aneto jäätiköltä Ossoue jäätikkö on Vignemale ylängöllä ja jäätiköt Maladetan ja Monte Perdido). Kaikki nämä jäätiköt ovat läpikäyneet suuren vetäytymisen vuodesta 1850 lähtien ilmaston lämpenemisen vuoksi . Jäätyneen pinta-alan kokonaispinta-ala oli 45 km 2 vuonna 1870, kun vuonna 2005 jäljellä oli vain 5 km 2 .

Geodynaaminen kehitys

Pyreneillä on ollut erittäin pitkä geologinen kehitys useilla orogeenisilla alueilla . Neoproterotsooiset maankuoren jäännökset (Canigou, Agly) viittaavat mahdollisiin Kadomian alueisiin. Indikaatiot kaledonialaisille liikkeille ovat jonkin verran selkeämpiä (konglomeraatit ja tulivuorikivet Ordoviciassa). Varennaisen orogenian aikana Pennsylvaniassa aksiaalivyöhykkeestä ja Etelä-Pyreneiden vyöhykkeestä tuli olennainen osa sitä, josta piti tulla mikrokontinen Iberia. Sierras Marginales oli osa Ebro-lohkoa , koillisosassa Iberiaa. Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeen sijainti on edelleen epävarma, mutta Subpyrenean vyöhyke oli varmasti osa mikrokontinettia Aquitaniaa . Iberia ja Aquitania olivat eteläisen Variscan-työntövoiman eteläpuolella ja muodostivat siten Variscan-orogeenin esikaupungin. Molemmat mikrokontinentit olivat peräisin Gondwanan pohjoisesta reunasta.

Variscan-orogeenian päättyessä Iberia oli edelleen yhteydessä Luoteis-Ranskaan ( Armorican Massif ) ja todennäköisesti Aquitanian luoteispidennys. Sen myöhemmät liikkeet olivat elintärkeitä Pyreneiden orogeenisuuden alppisyklille. Useimmat geologit hyväksyvät tämän, mutta Iberian liikkeiden yksityiskohdat ovat edelleen epävarmoja.

Aikana Ylä Jurassic , joka on repeämä oli etenevä leviäminen Keski-Atlantin pitkin Manner marginaali Luoteis Ranska kohti Aquitaine . Tämä tapahtui todennäköisesti jo Tithonianissa . Seurauksena, repeämä kiilasi Iberian etelään ja erotti sen Armorican Massifista. Seurauksena mantereen kuori oheni ja lopulta valtameren kuori alkoi muodostua Keski- Aptian alueella - Biskajanlahden avaaminen oli käynnissä. Biskajanlahden lopullinen valtameri saavutettiin Santonian / Campanian aikoina (noin 84 miljoonaa vuotta sitten, kuten magneettisen napaisuuden aikasarja C 34 todistaa). Paleomagneettiset tutkimukset osoittavat lisäksi Iberian 35 ° vastapäivään. Iberian ajelehtiva liike oli vallannut koko ala-liitukauden. Johtuen kiertoliike, Koillis reuna Iberian alkoi häiritä Aquitania, ensimmäinen luoden transtensional pull-Aparts pitkin Pohjois Pyreneiden Zone Lähi alban . Kuoren oheneminen, joka liittyy valtioiden väliseen rifting-prosessiin, johti HT / LP-metamorfismiin Pohjois-Pyreneiden vyöhykkeellä, jonka alkamispäivä oli noin 108 miljoonaa vuotta sitten. Samanaikaisesti lherzoliitit lopulta sijoitettiin. Pohjoisen Pyreneiden irtoamisvyöhykettä pitkin kulkevaan virtausliikkeeseen liittyi myös emäksinen magmatismi, joka kesti Keski- Albianista Coniacianuksen loppuun . Metamorfismin hidas eteneminen länteen näyttää merkitsevän Iberian ja Akvitanian välillä suurta sinistral-leikkausta, jonka arvioidaan olevan noin 200 km: n poikkeama (metamorfismi saavutti Baskimaan vain noin 80 miljoonaa vuotta sitten Campanian alueella ).

Vuoteen alusta Turonian noin 90 miljoonaa vuotta sitten, transtensional järjestelmä oli päättynyt, ja tilalle puristus . Murtuminen Basquo-Cantabrian, Pohjois-Pyreneiden ja Subpyrenean altailla oli loppunut ja altaan kääntäminen aloitettu; jännitysvikoja käytettiin sitten työntövoimana. Tämä ensimmäinen melko heikko puristusvaihe, jonka lyhennysnopeus oli hyvin alhainen (alle 0,5 mm / vuosi), kesti Thanetianin loppuun saakka . Orogeenin Espanjan puolelle asetettiin ensimmäiset työntöarkit (Ylä-Pedraforca, Bóixols ja Turbón-työntöarkit).

Vuonna Ilerdian ja Cuisian kertaa ( Paleocene / Eocene rajan, Thanetian / Ypresian , noin 55 miljoonaa vuotta sitten), Pyreneillä koki erittäin vahva puristus yläluokka, saamaan aikaan orogen todellisen zonation ja organisaatiorakenne. Orogeeni puristettiin epäsymmetriseksi tuulettimen kaltaiseksi rakenteeksi Iberian keskeytetyn subduktion vuoksi Aquitanian alla. Tämä johtuu Mohorovicicin epäjatkuvuuden käyttäytymisestä, joka hyppää Pohjois-Pyreneiden sulalla äkillisesti 30-50 km: n syvyyteen. Tämä Pyreneiden päävaihe kesti noin 47 miljoonaa vuotta sitten ( luterilaisen alku ), osoittaen suuria lyhennysnopeuksia 4,0-4,4 mm / vuosi ja sijoittamalla esimerkiksi Ala-Pedraforcan ja Montsecin painelevyt.

Jälkeen Pyreneiden Päävaihe , muut Puristuskuormitus deformational vaiheiden aikana seurataan Oligocene ja Plioseeni . Koska Neogene , orogen näytteille jälkeisiin kinemaattinen romahtaa (Grabenin rakenteita itäpäässään, vulkanismi lähellä Olot), joka liittyy laajennus Golfe de Lion ja avaaminen Valencian Kaukalon . Orogeenille tehdään edelleen voimakasta eroosiota (eoseenista lähtien), isostaattisia liikkeitä, jälkikinaemista jatkoa ja jopa uusiutuvaa puristusta (Länsi-Pyreneillä), jotka voivat aiheuttaa keskikokoisia maanjäristyksiä (voimakkuus 5,1 maanjäristystä lähellä Arudyä vuonna 1980 de 5,1, près-yhteenveto]) </ref> ja 5,0-maanjäristys vuonna 2006 lähellä Lourdesia ja muita historiallisia maanjäristyksiä, jotka jopa tuhosivat osia kyliä, esimerkiksi voimakkuuden ≥ 6,0 maanjäristys lähellä Arettea vuonna 1967, missä 40% rakennuksista vaurioitui ja kirkon torni romahti).

Rakenteelliset tulkinnat

Edellä mainittu epäsymmetrinen tuulettimen kaltainen, kukkainen pyreneiden orogeenin rakenne on toistaiseksi tulkittu seuraavasti:

  • lähellä pystysuoraa törmäysrakennetta, jossa työntövirheet juurtuvat pystysuuntaisiin virheisiin.
  • alloktonisena orogeenina, ja Iberia työnnettiin Euraasian levyn eli Aquitanian yli .
  • alloktonisena orogeenina, kun Aquitania ohitti Iberian. Pystysuuntaisten vikojen oletetaan tasaantuvan syvyydessä.

Tämänhetkiset mielipiteet suosivat Iberian alihankintaa Aquitanian alla; tätä tulkintaa näyttää tukevan syvän seismisen (ECORS) ja magnetotellurisen profiloinnin tulokset orogeenin yli.

Arviot yleisestä lyhenemisestä Pyreneiden orogeenin alueella ovat enimmäkseen 100-150 km. ECORS-tietojen avulla Muñoz (1992) saavuttaa lyhenemisen 147 kilometrin kohdalla, kun Iberian keski- ja alahiekan alaosa on noin 110 km. ECORS-tietojen muut tulkinnat johtivat 50 km: n paksuisen Iberian kuoren tunnistamiseen, joka oli alittunut 30 km: n paksuisen Aquitanian kuoren alle. Seurauksena syntyi matalan kulman intrakrustaalinen irtoamistaso 15 km: n syvyydelle, alemman keskikokoisen ja alemman Iberian kuoren yläpuolelle. Tämän irtautumisen varrella kivet, jotka muodostavat nyt aksiaalisen vyöhykkeen, Etelä-Pyreneiden vyöhykkeen ja Sierras Marginales, liukasivat etelään ja nousivat vähitellen pintaan. Jatkuvan supistumisen myötä aksiaalivyöhyke vääntyi etelään suunnattuun antiformiseen pinoon . Subduktion loppupuolella Pohjois-Pyreneiden vian todellisen jäljen läheisyydessä aloitettu taaksepäin perustuva taaksepäin perustuva sävy , joka leikkautui ylöspäin Aquitanian kuoreen hyödyntämällä sen aiemmin ohennettua, virheellistä luonnetta. Kun subduktioprosessi lopulta estettiin, osat pohjoisesta aksiaalivyöhykkeestä ja Pohjois-Pyreneiden alueesta, jossa oli alempia kuorenpalasia ja väliin jääneitä lherzoliitteja, työnnettiin takaisin pohjoiseen Subpyrenean alueen yli.

Katso myös

Viitteet

Lähteet

  • Alvarado M (1980): Johdanto Españan yleiseen geologiaan. Boletin Geológico y Minero . T (XCI-I): 1–65. (espanjaksi)
  • Auboin J, Debelmas J ja Latreille M (1980): Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys. Mémoire de BRGM . Nro 115. ISBN   2-7159-5019-5 . (ranskaksi)
  • Chantraine J, Autran A, Cavelier C, et ai. (1996): Carte géologique de la France au millionième . Editions BRGM. Service Géologique National. ISBN   2-7159-2128-4 . (ranskaksi)
  • Choukroune P, Mattauer M ja Rios M (1980): Estructura de los Pirineos. Boletin Geológico y Minero . T (XCI-I): 213–248. (espanjaksi)
  • Debourle A & Deloffre R (1976): Pyrénées Occidentales - Béarn, Pays Baskimaa . Oppaat géologiques régionaux. Masson. ISBN   2-225-44132-4 . (ranskaksi)
  • Hall CA (): Ranska: Espanja: Pyreneet. Julkaisussa: Encyclopedia of European and Asian Geology , kirjoittanut EM Moores & RW Fairbridge.
  • Jaffrezo M (1997): Pyrénées Orientales - Corbières . Oppaat géologiques régionaux. Masson. ISBN   2-225-47290-4 . (ranskaksi)
  • Mirouse R (1980): Johdanto la geología del pirineoon. Boletin Geológico y Minero . T. XCI-I: 91–106. (espanjaksi)
  • Mirouse R (1995): Pyrénées - Géologie . Contribution in Encyclopædia Universalis . ISBN   2-85229-290-4 . (ranskaksi)
  • Vergés J (1999): Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica en 3D . Servei Geològic, Monografia Tècnica , nro. 7, 192 s. (katalaaniksi ja tiivistelmä englanniksi): https://www.dropbox.com/s/8blotx2at0qwaxr/Verges_1993.pdf