Пиренеи — это внутриконтинентальная горная цепь протяженностью 430 километров, простирающаяся примерно с востока на запад , которая разделяет Францию, Испанию и Андорру . [1] Пояс имеет протяженную полициклическую геологическую эволюцию, начиная с докембрия . Нынешняя конфигурация цепи обусловлена столкновением микроконтинента Иберия и юго-западного мыса Европейской плиты (т.е. Южной Франции). Два континента приближались друг к другу с начала верхнего мела ( альб / сеноман ) около 100 миллионов лет назад и, следовательно, столкнулись во время палеогена ( эоцен / олигоцен ) 55–25 миллионов лет назад. После поднятия цепь подверглась интенсивной эрозии и изостатическим перестройкам . Поперечное сечение цепи показывает асимметричную структуру в форме цветка с более крутыми уклонами на французской стороне. Пиренеи образовались не только в результате действия сил сжатия , но также демонстрируют важный левосторонний сдвиг .
Пиренеи в строгом смысле простираются в направлении запад-северо-запад-восток-юго-восток (N 110) на 430 км от Бискайского залива на западе до Львиного залива и Гольф-де-Роз на востоке, их ширина по простиранию варьируется. от 65 до 150 км. На севере они ограничены Северо-Пиренейским фронтом ( фр. Front nord-pyrénéen , также Северо-Пиренейский фронтальный разлом или NPFF ), крупным надвиговым разломом , по которому подразделения из Северо-Пиренейской зоны были перенесены через Подпиренейскую зону, самую южную часть. бассейна Аквитании , их северного мыса . Их южной границей является Южно-Пиренейский фронтальный разлом. Здесь надвиги Сьерра-Маргиналес и их латеральные эквиваленты смещаются на юг над бассейном Эбро .
Однако в более широком, геологически более значимом смысле Пиренеи продолжаются дальше на запад, в Баскские и Кантабрийские горы ( Баскско-Кантабрийская цепь ). Окончательно они исчезают вдоль континентальной окраины Астурии . Точно так же на востоке они не просто исчезают в Средиземноморье, но , скорее, продолжают свой путь через покровные части массива Корбьер в Нижний Лангедок и даже в южный Прованс . На их дальнем восточном конце в Провансе типичные пиренейские складчатые структуры накладываются на альпийские структуры и, наконец, отсекаются дугой Западных Альп . Пиренейская цепь в широком смысле имеет длину около 1000 км.
Профиль Пиренеев в строгом смысле слова демонстрирует веерообразную цветочную композицию. Структура сильно асимметрична: более крутая и узкая французская северная сторона и гораздо более широкая и более пологая южная сторона Испании.
Двусторонний ороген можно разделить на несколько тектонических зон с севера на юг, ограниченных крупными разломами простирания с востока на запад: [2]
По простиранию пиренейский ороген можно разделить на три отдельные области: восточную область, простирающуюся от Средиземного моря до реки Сегре , центральную область, простирающуюся от реки Сегре до разлома Памплона, и западную область за пределами разлома Памплона.
Подпиренейская зона геологически является частью Аквитанского бассейна, северного мыса Пиренеев, и была вовлечена в пиренейскую складчатость. Зона была складчатой в эоцене и эшелонированно надвинута Северо-Пиренейской зоной вдоль Северо-Пиренейского фронта. Эти поднятия меняют свой характер на западе и востоке орогена, где они становятся похожими на покров , примерами которого являются покров Бас-Адур на западе и покров Корбьер на востоке. Последний продолжается дальше на восток через складки и тектонические пластины возле Сен-Шиньяна , через складку возле Монпелье, чтобы присоединиться к Южно-Провансальскому надвигу возле Сент-Боме , который постепенно исчезает к югу от Бриньоля .
В пределах Пиренеев в строгом смысле субпиренейская зона состоит из верхнемеловых и очень мощных палеогеновых отложений в поверхностных обнажениях. Отложения имеют простые складки, проходящие в направлении ЗСЗ-ВЮВ.
Однако недра имеют гораздо более сложную структуру из-за триасовых соляных диапиров и надвигов, направленных на север. Под мезозойским чехлом толщиной более 6000 метров скрыто, вероятно, более 6000 м палеозойских пород фундамента. Мезозойский чехол состоит из до 1500 м триасовых, более 500 м юрских и более 3000 м меловых отложений.
Слой нижнего триаса ( Бунцандштейн ) мощностью до 500 м сложен конгломератами , брекчиями , бурыми песчаниками , аргиллитами , сланцами и алевролитами . Средний триас ( Мушелькалк ) может достигать мощности 400 м и содержит алевритистые сланцы, эвапоритовые отложения и доломитовые микриты . Верхнетриасовые отложения Койпера мощностью до 500 м состоят из богатых карбонатами отложений, солей , алевролитов и прослоек офитовых диабазов / оливиновых долеритов . Нижний Лиас представляет собой трансгрессивную толщу , содержащую до 200 м неморского песчаника, прибрежного морского известняка и эвапоритов. Пелагическая фауна наверху предполагает открытые морские условия. Средний и верхний Лиас состоят из 230 м мелководных морских платформенных отложений (биокластических известняков, глинистых известняков и микритовых известняков). В средней юре оолитовый барьер , состоящий в основном из глинистых микритов, отделяет внешний шельф от внутреннего шельфа. Верхнеюрские ( Мальмские ) отложения представлены преимущественно сланцами и карбонатами. Ближе к концу юры установились ограниченные среды с доломикритами, полосчатыми известняками и эвапоритами. Нижнемеловой слой начинается с песчаников, сланцев, известняков и известняковых брекчий неокома, за которыми следуют барремские мергели и известняки. В нижнем апте закладывались песчаники, сланцы, мергели , известняки. Верхний апт и альб представлены преимущественно мергелями и известняками. Верхний мел включает прибрежный турон с песчаниками и песчанистыми известняками. К началу сенона ( кампана ) сформировался глубокий прогиб (Подпиренейская впадина), получивший очень мощную толщу флиша . Кампанские и маастрихтские флиши включают от 2000 до 3000 м периодически переслаивающихся мелких частиц (мергели, известковые сланцы, аргиллиты ) и более грубых отложений (конгломераты, песчаники, граувакки ). Около границы K/T Подпиренейский бассейн был заполнен континентальными красными отложениями гарумнской фации, включая даже динозавров.яйца в нескольких местах. В этот момент Подпиренейский бассейн подвергся складчатости, сопровождавшейся слабым метаморфизмом .
Выше альба и до начала кампана встречаются вулканические породы , включая базальтовые лавы , спилиты и диабазы, а также пирокластические породы, такие как туф , туф лапилли, вулканическая брекчия и агломерат . Вулканические породы могут быть прорезаны дайками лампрофиров .
Во времена палеоцена / эоцена море переходило из Атлантики в Подпиренейский бассейн, который вел себя как прогиб к медленно поднимающимся Пиренеям непосредственно на юге. Отложилась очень мощная (2000–3000 м) толща мелкозернистых обломочных или известковых отложений. Седиментация прекратилась в позднем эоцене из-за сильного сжатия (главная пиренейская фаза).
В районе разлома Мюре, левостороннего сдвигового разлома и продолжения Тулузского разлома на юг Подпиренейскую зону можно разделить на две неравные половины. Восточную половину между реками Гаронна и Од можно разделить на три зоны (с севера на юг):
В западной половине присутствует только северный мыс; он сложен слегка складчатыми, но сильно расчлененными эпиконтинентальными мезозойскими отложениями, покрытыми и скрытыми молассовыми отложениями миоцена . Складчатые комплексы простирания с востока на запад и с северо-запада на юго-восток пересекаются и прорезаны разломами северо-восточного простирания. В недрах также присутствуют соляные диапиры триаса.
В пределах северного мыса к востоку от реки Од появляется палеозойское поднятие фундамента Мутуме — горст , наклоненный к югу и покрытый континентальными эоценовыми толщами.
Шлейфы складок Подпиренейской зоны нарушены в Нижнем Лангедоке Севеннским разломом, крупным левым сдвигом .
Северо -Пиренейская зона довольно узкая, обычно всего около 10 км в ширину, но может расширяться до 40 км. Для него характерна очень сильная складчатость. Зона надвинута на север вдоль Северо-Пиренейского фронта — ее северной границы — над Подпиренейской зоной. Это надвиговое движение сжало надвиговый выступ и в результате вызвало складчатость в Подпиренейской зоне. Северо-Пиренейская зона сама по себе надвинута Осевой зоной вдоль Северо-Пиренейского разлома ( NPF ), крутого взброса, образующего ее южную границу. Северо-Пиренейский разлом отмечен сильно напряженными милонитами . Породы в окрестностях имеют горизонтальные линии, подчеркивающие важность разлома как крупной зоны сдвига. В других частях Северо-Пиренейской зоны градиент деформации также высок, но направление растяжения обычно вертикальное.
Осадочная пачка Северо-Пиренейской зоны мощностью более 6000 м образована мезозойскими (юрскими и меловыми) породами, оторвавшимися от эвапоритов верхнего триаса и впоследствии сдвинувшимися на север. В отличие от Подпиренейской зоны, Северо-Пиренейская зона практически не содержит палеогена. Верхнетриасовые (кеуперовские) сланцевые и эвапоритовые отложения местами содержат переслаивания доломитов , туфов и диабазов (офитов); эти отложения ведут себя пластично и обычно образуют тектонический меланж с контактами, выраженными в виде поверхностей деколлемента . С начала юры до конца нижнего мела в условиях тектонического затишья развивалась мелководная карбонатная платформа, на которой отлагались преимущественно известняки. В среднем альбе произошли серьезные фациальные изменения в сторону глубоководных морских условий. Это изменение знаменует собой начало Северо-Пиренейского бассейна, прогиба длиной 400 км, образовавшегося в результате растяжения, заполненного несогласными турбидитовыми флишевыми отложениями в течение верхнего мела. Ко времени Верхнего Альба этот разделительный бассейн раскололся на внутренний прогиб рядом с Северо-Пиренейским разломом, в котором располагался Флиш-Ардуазье, и внешний прогиб дальше на север, заполненный Флиш-Нуаром . Позже, в туроне и коньяке, внешний флишевый прогиб получил так называемый Flysch à fucoides , очень толстую последовательность переслаивающихся известковых аргиллитов/мергелей и песчаных калькаренитов. За этим флишем следует регрессивная серия в маастрихте — мощные мергели ( Marnes de Plagne ) — платформенные известняки ( Calcaires nankins ), а также лагунные и озерные отложения. В целом мощность коньяк-маастрихтской серии достигает 3000 м.
Палеозойский фундамент прорывает осадочный чехол несколькими миндалевидными, горстовидными поднятиями, их размеры варьируются от 1 до 300 км 2 . Примерами являются так называемые массивы-сателлиты Норд-Пиренеи (северные пиренейские поднятия фундамента) между Лурдом и Перпиньяном , среди них следующие поднятия: Агли , Ариз , Барусс , Бессед-де-Со , Кастильон , Мийяс , Плантах, Сен-Бартелеми , Сальвезин и Рабат-ле-Труа-Сеньор , а также несколько возвышенностей на севере Страны Басков . Эти поднятия имеют левостороннее сдвиговое происхождение и наклонены к северу; одновременно они также демонстрируют компонент вертикального сдвига. Вероятно, они образовались в Варисканской складчатости . В поднятиях фундамента распространены преимущественно докембрийские гнейсы и гранулитовые гнейсы (в Аглийском массиве), а также палеозойские магматические и метаморфические породы.
Небольшая полоса шириной максимум 5 км к северу от Северо-Пиренейского разлома испытала динамический и термический метаморфизм в течение альба / сеномана около 110 миллионов лет назад (высокая температура/низкое давление, тип «HT/LP»). Некоторые домены к северу от поднятий фундамента также подверглись метаморфизации (например, в Бигоре и на юге Корбьера). Метаморфизм был изохимическим, без привноса посторонних элементов и затронул только осадочные породы-покровы, которые превратились в мрамор и роговики . Палеозойский фундамент не пострадал, вероятно, из-за его уже обезвоженного состояния.
В пределах метаморфической полосы разбросано несколько проявлений лерцолитов (в том числе их типовое местонахождение в Лерсе). Они были вытеснены из верхней мантии по глубоким разломам. С лерцолитами связаны амфиболиты , пироксениты и амфиболсодержащие перидотиты . Все эти мантийные породы расположены группами, самое большое обнажение в Монкаупе достигает площади всего 3 км 2 . Они широко распространены: от Беарна до Ода . Способ их размещения пока не выяснен, но имеют значение следующие факторы:
В пределах Северо-Пиренейской зоны разбросаны также некоторые проявления вулканических пород . Они прослоены в отложениях лиаса и верхнего мела ( апт - кампан ) и встречаются главным образом на западе (близ Тарба , Ортеза и в Стране Басков). Они состоят из недонасыщенных кремнеземом спилитов , пикритов и нефелиновых сиенитов . Сопутствующие дайковые породы — лампрофиры ( камптониты и мончикиты ).
Другими интересными объектами являются несколько различных постметаморфических образований брекчии .
Северо-Пиренейскую зону можно разделить на три подзоны, ограниченные крупными разломами:
Северо-Пиренейская зона пересечена на западе левосторонними сдвигами ССВ-ЮЮЗ простирания, а затем переходит в складчатый пояс Страны Басков. На востоке она продолжается после резкого поворота Корбьера прямо в южный Прованс. На дальнем восточном конце миоценовые складчатые шлейфы Западных Альп , простирающиеся с северо-запада на юго-восток , начинают мешать и, наконец, полностью подавляют пиренейские структуры.
Осевая зона , также называемая первичной осевой зоной , представляет собой огромный фундаментный купол докембрийских и палеозойских ( первичных ) пород, сложенных и метаморфизованных во время варисканской складчатости и прорванных варисканскими гранитоидами поздней стадии . Все самые высокие вершины Пиренеев находятся в Осевой зоне, отсюда и название.
Среди варисканских гранитоидов выделяются биотитовые граниты ( Канигу , массив Керигут), двуслюдяные граниты (массив Кайлуас) и гранодиориты (Бассиес, Маладета ). Гранитоиды представлены преимущественно неглубокими эпизональными интрузивами, но представлены также мезозональные и катазональные породы.
Высокие возвышения Осевой зоны (обычно выше 3000 м) изостатически компенсируются увеличением мощности континентальной коры . Например, под массивом Маладета образовалась корневая зона , так что разрыв Мохоровичич встречается там на глубине 50 км. Аналогично над большинством вершин Осевой зоны можно обнаружить отрицательную гравитационную аномалию , которая медленно исчезает к востоку.
Фундамент пересечен крупными зонами поздневарисканского разлома простирания с востока на запад, которые были реактивированы во время альпийского цикла складчатости. В восточной части Осевой зоны трещины, как правило, вертикальные, хорошим примером является милонитовый разлом Меренс в Пик-дель-Порт-Велл недалеко от Меран-ле-Валь . В западной части трещины более полого падают на север и представляют собой кулисные надвиги, расположенные в северо-западно-юго-восточном направлении; по этим разломам фундамент Осевой зоны надвигает мезозойские осадочные толщи на юг. Хорошими примерами могут служить эшелонированные удары у О-Шод , Гаварни и Бенаске — Лас-Ногерас (имеются в виду верховья рек Ногера-Рибагорсана и Ногера-Пальяреса ). Одновременно с надвигами развивалась сланцеватость , затронувшая фундамент, а также осадочный чехол, что указывает на альпийское происхождение. Все эти разломы приводят к общему сжатию Осевой зоны на 20%, что соответствует сокращению земной коры примерно на 10–20 км. В результате Осевая зона сжалась в направленный на юг антиформальный штабель.
Осевая зона исчезает в Верхнем Беарне в виде периклинали под осадочным чехлом верхнего мела только для того, чтобы снова появиться в поднятиях фундамента Альдудес-Кинто-Реал, самого южного из баскских массивов фундамента. На востоке Осевая зона переходит в неогеновые и четвертичные грабены Северной Каталонии и окончательно исчезает под Средиземным морем.
Центральная и восточная часть Осевой зоны ограничена на севере Северо-Пиренейским разломом - системой крутопадающих взбросов простирания N 110. След Северо-Пиренейского разлома становится все более и более размытым к западу от Лурда ; вблизи массивов баскского фундамента он, по-видимому, смещается на юг по разлому и затем, возможно, продолжается в Испанию к югу от Баскского мраморного покрова и к югу от Баскского складчатого пояса . В Кантабрии он наконец достигает побережья Атлантического океана. Южная граница Осевой зоны полностью проходит по территории Испании. Он представлен альпийским взбросом, по которому отложения Южно-Пиренейской зоны надвинуты Осевой зоной. На востоке Осевая зона примыкает непосредственно к покровам восточных представителей Сьерра-Маргиналес.
Южно -Пиренейская зона состоит из мезозойско-эоценовой осадочной толщи, которая отделилась от осевой зоны в пределах эвапоритовых горизонтов среднего или верхнего триаса и, следовательно, была перенесена на юг. Фундамент этой толщи не выходит на поверхность. Движение на юг было «направлено» двумя крупными сопряженными разломами: на западе - более или менее простирающимися с севера на юг складками и надвигами возле реки Синка (антклинали Медиано и Болтанья), а на востоке - северо-востоком-юго-западом. тенденции развития эшелонированных разломов на реке Сегре. В последнем система надвигов образует отломочный (надвиг назад) черепитчатый эмерджентный веер, сформировавшийся в позднем эоцене и раннем олигоцене. [3] Из-за сжатия осадочный чехол был вынужден образовать несколько внутренних надвигов, примерами которых являются покров Монте -Пердидо и покров Котиеллы на северо-западе. Более центрально расположен надвиг Бойшольс , который продолжается дальше на восток в надвиге Педрафорка (верхний блок). Надвиг Бойшольс надвигается назад, но также перекрывает надвиг Монсека на юге. Его отложения достигают мощности 5000 м и имеют преимущественно нижнемеловой возраст. Надвиговый покров Монсек коррелирует с нижней частью надвигового щита Педрафорка. Он состоит из слоя известняка верхнего мела мощностью 2000 м, за которым следуют синтектонические конгломераты нижнего и среднего эоцена, песчаник и сланец.
Внутренние толчки, естественно, привели к существенному увеличению толщины. Южно-Пиренейская зона наконец заканчивается вдоль Южно-Пиренейского надвига, где надвиг Монсек перекрывает Сьерра-Маргиналес.
Надвиговые движения, сформировавшие черепичную надвиговую систему с прилегающими к ней дополнительными бассейнами, происходили преимущественно в эоцене. Расстояния, пройденные напорными щитами, до сих пор обсуждаются, их оценки варьируются от относительно небольших до 30–50 км.
Сьерра -Маргиналес ( по-испански: пограничные хребты), или «Маргинальные Серралады» по- каталонски , представляют собой Сьерра-Арагонесас и Серраладес-Каталаны, расположенные на юге южных Предпиренеев . Они, как и Южно-Пиренейская зона, сформированы из мезозойско-эоценовой осадочной последовательности, хотя и имеют значительно уменьшенную мощность — около 900 м. Последовательность включает кеуперовские , юрские, несогласные нижнемеловые бокситы, несогласные верхнемеловые, палеоценовые в гарумнской фации и нижний эоцен. Отряды Sierras Marginales подпирают последовательности бассейна Эбро. В дальнейшем эти надвиги были несогласно перекрыты олигоценовыми и миоценовыми толщами бассейна Эбро. На западе Сьерра-Маргиналес перемежается надвиговым щитом Хака-Памплона , который состоит из более молодой эоцен-олигоценовой осадочной последовательности. В этом надвиговом щите к западу от реки Гальего структуры упрощаются: в Баскских и Кантабрийских горах на осадочный чехол влияют только длинные и относительно открытые складчатые шлейфы, которые иногда пронизываются куполообразными солями Кейпера. На востоке Сьерра-Маргиналес представлена тектонически сопоставимым надвиговым щитом Порт-дель-Конте и надвиговым щитом Кади , которые состоят в основном из эоценовой последовательности.
Сьерра-Маргиналес надвинута на севере надвиговым щитом хребта Монсек Южной Пиренейской зоны.
Окончание направленных на юг надвиговых движений было диахронным и мигрировало с востока на запад. Например, на надвиге Кади движения прекратились 34 миллиона лет назад (граница эоцена и олигоцена), тогда как на надвиге Хака-Памплона они прекратились всего 23 миллиона лет назад (граница олигоцена и миоцена). [4]
Южный мыс пиренейского орогена — это бассейн Эбро или бассейн Эбро-Форленд . Его можно разделить на участок Южного складчатого предгорья в северо-восточном каталонском секторе и практически недеформированную плоскую основную часть, занимающую остальную часть. Как и Подпиренейская зона на севере, Южный складчатый предгорье также подвергся воздействию надвигов Маргинальных Сьерр и их восточных представителей. Интенсивность индуцированной складчатости уменьшается по мере удаления от надвиговых фронтов до достижения недеформированной котловины Эбро. Тенденции складок следуют более или менее пиренейскому направлению или параллельно фронтам надвигов, но поворачивают с северо-востока на юго-запад возле реки Сегре (например, Олианской антиклинали ).
Осадочная последовательность в бассейне Эбро показывает палеозойские породы в основании, за которыми следуют самые верхние меловые / самые нижние палеоценовые красные отложения и эоценовые известняки, морские мергели и эвапориты верхнего эоцена ( эвапориты Кардона ). Нижний олигоцен имеет конгломератный характер и простирается на юг в эвапоритовые и озерные отложения. На Южном складчатом предгорье складчатые палеогеновые серии несогласно перекрываются равнинными неморскими миоценовыми и плиоценовыми толщами основного бассейна Эбро.
Бассейн Эбро углубляется в направлении Южно-Пиренейского фронтального разлома, где он включает 3000 м осадочного заполнения. Рядом с фронтом надвига Сьерра-Марджиналес она снижается до 1500 м. Самая глубокая часть бассейна с 5000 м отложений находится недалеко от Логроньо на его самом северо-западном конце.
Из-за полициклической геологической эволюции Пиренеи можно отнести к двум основным орогеническим циклам:
Структурно - петрологические исследования метаморфических пород Осевой зоны и Северо-Пиренейской зоны позволили доказать существование включенных в них остатков докембрия. Например, в фундаменте массива Канигу и в поднятии фундамента Агли были обнаружены остатки докембрийского фундамента (распознанные по радиометрическому датированию гранитоидов и по некоторым структурам тектонического происхождения), которые позднее вошли в состав Варисканского фундамента. ороген в результате тектонических движений и связанного с ним метаморфизма.
Однако первоначальные радиометрические результаты не были подтверждены методом SHRIMP (был обнаружен только ордовикский возраст между 477 и 471 миллионами лет). [5] Таким образом, кадомское происхождение фундамента остается неопределенным.
Породы докембрия представлены преимущественно гнейсами и метаосадками амфиболитовой и гранулитовой фации, прорванными чарнокитами .
Метаморфические породы кембро-ордовика представлены мигматитами верхней амфиболитовой фации, слюдяными сланцами с андалузитом , кордиеритом и ставролитом нижней амфиболитовой фации и филлитами зеленосланцевой фации .
Эпиконтинентальные, псаммитовые отложения неопротерозоя и нижнего палеозоя представляют собой очень мощную обломочную ( аргиллит - песчаник ) толщу, практически лишенную ископаемых . Эти отложения в значительной степени позже были перепечатаны варисканской складчатостью. У основания обломочной толщи прослоены карбонаты.
(Мета)осадочная последовательность начинается с группы Канавей мощностью от 2000 до 3000 м в эдиакарском периоде около 580 миллионов лет назад. Его отложения состоят в основном из сланцев и граувакок с прослоями риолитов и карбонатов. В пределах надвигового щита Кади в нижнем кембрии образовались известняки, содержащие археоциатиды . В начале среднего кембрия группа Канавей сменяется группой Жюжоль, флишоидной серией мощностью 2000 м, состоящей из сланцев , сланцев и алевролитов, прослоенных карбонатами и кварцитами. Группа Жужоль менее метаморфична, чем мезозональная группа Канавей. Его седиментация продолжалась, вероятно, до самого нижнего ордовика .
Во времена от Эдиакарского до Ордовикского периода Пиренеи располагались на северо-западной окраине Гондваны , где они образовывали боковую непрерывность соседних областей, таких как Гора Нуар и массивы Мутуме и юго-западную территорию Сардинии . [6]
После более длительного перерыва за группой Жужольс с несогласием следует карадокский конгломерат (ордовикские этапы 5 и 6) длиной до 100 м — конгломерат Рабасса. На него перекрываются почти 500 м формации Кава, переслаивающиеся граувакки и сланцы, содержащие вулканические горизонты. Эстанская свита мощностью 200 м сложена известняками и известковистыми сланцами. Его известняки конца ордовика содержат донную фауну ( брахиоподы , мшанки , цистоиды ), а также конодонты . Последовательность завершается плохо слоистой формацией Ансобелл (от 20 до 300 м), темными сланцами, содержащими микроконгломераты, что указывает на ледниково-морскую среду отложения. Формация Ансобелл может образовывать несогласие и иногда следует непосредственно за формацией Кава.
Включенные вулканические породы и конгломераты указывают на неустоявшиеся тектонические условия, которые, вероятно, связаны с ранним этапом каледонской складчатости (таконская фаза).
В течение рудданского периода ( силура ) первоначально отложилось 20 м кварцитовых пород, барского кварцита, а затем от 50 до 250 м темных графитовых граптолитсодержащих сланцев . Мощность сланцев на западе может увеличиться до 850 м. Они занимают почти весь силурий ( аэрон до Придоли ), что зафиксировано граптолитами. В верхней части ( Лудлоу ) сланцы включают известковые горизонты и известковые конкреции (с конодонтами, наутилоидами , двустворчатыми моллюсками , криноидеями и остракодами ). Ближе к Баскским массивам известковая фация сменяется детритовой фацией переслаивания песчаников и алевролитов. Граптолитсодержащие сланцы позднее метаморфизировались в сланцы нижней амфиболитовой фации . Они образуют выступающие поверхности декольте .
Девон морской и богат окаменелостями ( спирифериды и трилобиты, такие как факопы ). Он состоит из шести областей отложений (и множества формаций), значительно различающихся по своему осадочному развитию (особенно в Баскских Пиренеях). В целом в западных Пиренеях преобладают мелководно-морские фации, тогда как в восточных Пиренеях преобладают гемипелагические фации с редкими возвышенностями. Девон имеет сильно изменчивую толщину, его толща мощностью 100–600 м, а местами 1400 м, состоит из множества различных осадочных фаций, таких как граувакки , рифовые известняки и песчаники. Весьма характерны полосчатые розово-красные, синие или зеленые известняки и желваковые известняки, так называемые гриоты нижнего фамена . Встречаются также известковые и черные сланцы.
Лочковский ярус сложен черными сланцами и известняками и очень богат конодонтами. В пражском периоде образовался кремнисто-обломочный клин, кварцит Сан-Сильвестр формации Базибе. В период от верхнего живета до франа наблюдались выраженные литологические различия и увеличение скорости седиментации. В нижнем фране развивались рифовые комплексы, но в то же время в западный, центральный и Баскский владения поступал кремнистый обломочный материал. В начале среднего фамена осадконакопление в Пиренеях снова стало более однородным и до конца девона откладывались монотонные, уплотненные головоногие известняки ( известняки Гриотта и серые до розоватых, узловатые известняки Супрагриотта ). К концу фаменского периода начали появляться первые хиати, что привело к полному затоплению западных Пиренеев в начале Миссисипи . Соответствующее несогласие, существующее только в западных Пиренеях, относится к ранней деформационной фазе варисканской складчатости (бретонская фаза).
Лишь в Западных Пиренеях нижний карбон (Миссисипи) отличается от девонских отложений несогласием, начинающимся в море трансгрессивным кварц -галечным пластом. В остальных местах известняки Супрагриотта согласно перекрываются доорогенными отложениями, начинающимися с нижних кремней турне . Нижние кремни состоят из 50 м черных кремней , содержащих фосфатные конкреции, прослоенных черными сланцами. После промежутка серых, желваковых, гониатитсодержащих известняков в визейском периоде отлагались верхние кремни — серые или зеленые кремни, иногда прослоенные пирокластикой и заканчивающиеся серыми желваковыми известняками.
Миссисипи в дальнейшем сменяется обломочными синорогенными отложениями кульмской фации мощностью около 1000 м. Исключением являются западные Пиренеи, где в серпуховском веке кульмским предшествуют темно-серые слоистые известняки. Диахронные кульмские отложения представляют собой флишивидные ( турбидиты ) прослои песчаников и темных сланцев — предвестников варисканских тектонических движений. Они также содержат прослои гемипелагических известняков, конгломератов, углеродистых брекчий, а также олистолитов . Осадконакопление кульмской фации началось на Востоке уже на границе визе и серпухова ( намюр ), но западнее реки Гальего оно началось лишь в начале пенсильвании ( верхний вестфаль, башкир ). В Баскских Пиренеях кульмская седиментация сохранилась до московского века. Кульмские отложения отлагались в виде каньонных отложений на континентальном склоне или в виде подводных конусов в юго-западном мигрирующем переднем прогибе Варисканского орогена.
Варисканская складчатость выражается как важное несогласие в пределах палеозойской осадочной последовательности, располагающейся обычно выше нижнего вестфалия ( башкира ) и ниже стефана ( москов ), но иногда уже ниже верхнего вестфалия. Таким образом, тектонические движения произошли около 310 миллионов лет назад и датированы ископаемыми растениями.
Верхний Вестфальский горизонт демонстрирует важное несогласие в своем основании и состоит из конгломератов . Московский ярус представлен иссиня-черными сланцами, перекрытыми так называемой серой толщей касимовского яруса ( стефан Б) и переходными слоями гжеля ( стефан С и аутюн). Эти отложения неметаморфические или лишь слабо метаморфизованы, тогда как осадки ниже несогласия полностью испытали варисканский метаморфизм.
Далеко идущие последствия варисканской складчатости во многом повлияли на пиренейские владения. Первостепенное значение имели напряжения сжатия, которые складывали палеозойские отложения. Развилось несколько складчатых поколений, иногда накладывающихся друг на друга. Со складками связаны сланцы . Палеозойские отложения и его докембрийский фундамент также метаморфизировались в условиях высоких температур и низких давлений ( HP/LT ). Местами был достигнут анатексис , примером которого может служить плавление некоторых докембрийских гнейсов преварисканского фундамента вместе с вмещающими их слюдяными сланцами . Другим важным следствием складчатости стал позднеорогеновый магматизм с внедрением гранитоидов ( гранодиоритов и биотитовых гранитов ) преимущественно кислого, но иногда и основного состава. Среди этих гранитоидов есть глубоко залегающие, довольно размытые, интрузивные тела, связанные с мигматитами , но также и типичные, четко выраженные плутоны , часто поднимающиеся в ядра антиклиналей в пределах Варисканского складчатого пояса. Основной магматизм продолжался от 310 до 270 млн лет (позднепенсильванский и раннепермский периоды похолодания). Хорошим примером основного магматизма является гранодиорит Маладета возрастом 280 миллионов лет.
Также важным было разрушение на поздней стадии в хрупких условиях. Развивающиеся трещины, вероятно, следовали за слабыми зонами, возникшими уже в палеозое. Основное направление этих разломов — ЗСЗ-ВЮВ, так называемое Пиренейское направление , прекрасным примером которого является Северо-Пиренейский разлом. Эти разломы сыграют решающую роль в дальнейшем развитии орогена.
Также сравните с: Бассейн Аквитании - Осадочная эволюция.
Отложения, отложившиеся после астурийской фазы в верхнем вестфалии (московском ярусе) вплоть до верхнего триаса, можно рассматривать как молассу Варисканского орогена, претерпевшего позднее расширение. В полуграбенах в конце карбона и на протяжении всей перми накапливалось 2500 отложений, преимущественно переслаивающих неморские и базальтово - андезитовые породы. [7] Обломочные образования озерного родства с угольными мерами в стефане ( касимовском и гжельском ), сменяющиеся в перми красными песчаниками с растительными остатками , являются типичными продуктами эрозии цепочки, не достигшими устойчивости.
Серая толща касимовского яруса представляет собой последовательность уменьшения крупности, начиная с брекчий и конгломератов и переходя в песчаники и угленосные сланцы ( близ Кампо-де-ла-Троя добывают антрацит ). Включаются также андезитовые слои, местами достигающие значительной толщины. Переходные слои также представляют собой последовательность уменьшающихся зерен (конгломераты, песчаники и угленосные сланцы), но вместо андезитов в них присутствуют туфы и риодацитовые лавы. Они замыкаются озерными известняками, содержащими строматолиты , харофиты и остракоды.
Континентальные красные пласты перми несогласно залегают на переходных слоях. Они имеют сильные колебания мощности и достигают 800 м, а иногда и 1000 м. Они встречаются главным образом в Баскских Пиренеях и в Осевой зоне. Как и Стефанские отложения, они отлагались в виде аллювиальных (в виде вееров и эфемерных потоков) и озерных отложений в пределах транстензивных бассейнов Варисканского орогена.
Вышеупомянутые трещины сыграли решающую роль в определении фациального распределения в этом интервале. Они также повлияли на распространение извержений вулканов в пермский период, таких как известково-щелочной вулканизм на Пик-дю-Миди-д'Оссау и базальты Страны Басков. Поводом для этих извержений вулканов, вероятно, послужило раннее резкое движение Иберии относительно Евразийской плиты.
В осевой зоне пермь можно разделить на три осадочные серии (сверху вниз):
Детритовый нижний триас ( Бунцандштейн ) очень похож на пермь. Мощность достигает 400–500 м и сложена грубыми конгломератами, песчаниками, псаммитами с растительными остатками ( хвощититы , кониферомиелон), а также зелено-красно-фиолетовыми аргиллитами. В это время пенепланация Варисканского орогена достигла продвинутой стадии, и осадочные пространства начали расширяться.
Осадочные последовательности от среднего триаса до верхней юры очень схожи по обе стороны Пиренеев.
В среднем триасе море снова наступило, но достигло только Северной Пиренейской зоны и Страны Басков. В результате остались отложения толщиной от 20 до 100 м доломитовых ячеистых известняков, серых ископаемых известняков и волнистых известняков. В верхнем триасе ( Кейпер ) осадконакопление распространилось на всю Пиренейскую область. Около 220 млн. лет назад (во время карния ) в лагунах и грабенах заселились эвапориты — пестрые, гипсоносные , железистые глины, гипс, ангидрит , доломитовые мергели, доломиты, каменная соль , а также встречаются калийные и магниевые соли. В дальнейшем эвапориты служили основными горизонтами деколлемента. В пределе в Пиренеях и в южной части бассейна Аквитании образовались долеритовые толеиты ( офиты ) верхнего триаса/ геттанга , что указывает на дальнейшие перемещения вдоль зон разломов (подводные трещинные извержения и силлы в незатвердевших отложениях Кейпера ).
Седиментация в юрском периоде характеризуется ростом карбонатной платформы. Отложения представлены преимущественно эпиконтинентальными отложениями озерного характера, а также известняками, мергелями и доломитами с морской или прибрежной фауной. В этот период бассейн находился под напряжением, в результате чего образовались длинные горсты и грабеновые структуры с различной скоростью опускания, более или менее повторяющие направление варисканских разломов. Его северная сторона окружена относительно устойчивым Аквитанским шельфом. Бассейн, вероятно, вызван истончением земной коры, инфильтративным из Атлантического региона.
Лиас начался с нарушения, более важного , чем продвижение морей Мусшелкалк и Койпера. Его общая мощность колеблется от 150 до 400 м. Уровень моря продолжал повышаться во время геттанга и отложения ископаемых известняков; позже эта тенденция сменилась регрессией, в результате чего образовались эвапориты (каменная соль и ангидрит с некоторыми прослоями известняка). На окраине котловины и в восточных Пиренеях залегают глинистые известняки и полосчатые доломиты с прослоями ангидрита; доломиты трансформировались при растворении ангидрита в моногенные брекчии. Регрессия продолжалась в течение нижнего синемурия , с отложением внутри- и надприливных полосчатых известняков и доломитов. В верхнем синемурии (лотарингском периоде) из-за возобновления повышения уровня моря установились более открытые морские условия; в более глубоких частях бассейна развивались ископаемые известняки, тогда как на возвышенностях накапливались оолитовые известняки. Средний Лиас ( плинсбахский век ) также начинался трансгрессивно с мелкозернистыми обломочными, известково-мергелистыми отложениями (железистые оолиты, ископаемые известняки и мергели), которые переходят в мергели. В восточных Пиренеях пиритсодержащие аргиллиты образовались из-за плохо насыщенной кислородом среды; они содержат весьма разнообразную фауну аммонитов, принадлежащих к юго-восточному домену Франции, тогда как население аммонитов на атлантической стороне довольно однообразно. В течение Верхнего Лиаса ( тоар ) море достигло высокого стояния, продолжая мелкозернистую обломочную седиментацию и отложение черных пелагических мергелей ( marnes noires и сланцев esquilleux ). К концу Лиаса вновь стали заметны регрессивные тенденции.
Падение уровня моря продолжалось вплоть до средней юры . Около По начал расти оолитовый барьер, простирающийся на север до Пуатье . Теперь он разделил осадочный бассейн на две основные фациальные области: более глубокую западную область, открытую к Атлантике и претерпевающую инфратидальную седиментацию (черные или голубоватые глинистые известняки, богатые бентосными организмами, микроволокнами и аммонитами) и неглубокую, замкнутую восточную область с приливно-отливной зоной. седиментация (переменные карбонатные фации, такие как псевдооолиты и полосчатые доломиты, а также ангидритсодержащие эвапориты). Эти приливные отложения испытали сильную одновременную доломитизацию . К концу средней юры уровень моря упал еще больше.
В течение верхней юры ( титона ) и особенно в течение нижнего мела произошли резкие изменения. Иберия начала откалываться от Армориканского массива в южном направлении, и вслед за этим начал медленно распространяться Бискайский залив (с образованием океанической коры от среднего альба до конца коньяка ) .
Осадконакопление в Малме (общая мощность от 600 до 750 м) не увеличивалось до верхнего оксфорда , нижний оксфорд присутствовал редко. Верхний оксфорд мощностью 100–150 м представлен к западу от оолитового барьера отложениями внутриприливной платформы (глинистыми или песчаными, пиритсодержащими известняками), тогда как на востоке доломитизация продолжается. К кимериджскому времени фациальные различия ослабли из-за обмеления западной области, в результате чего образовались массивные мелкозернистые черные литографические известняки и мелкозернистые пластинчатые известняки. В титонский период наметились сильные регрессивные тенденции, приведшие к полному отходу моря. В Стране Басков море отступило уже в конце кимериджа. Во время падения уровня моря остались эвапоритовые, доломитовые, лагунные и озерные фации.
После повторного продвижения моря в берриасском периоде на юго-восток через небольшой пролив к востоку от По, где отложилось 100 м меж- и субприливных известняков и песчано-глинистые пограничные фации обломков, в неокоме началось всплытие. В валанжинское и готеривское время глинистые мергели на вершинах вышедших горстов в ферралитных климатических условиях превратились в бокситы , окаменевшие в результате более поздних трансгрессий. После очередной морской трансгрессии с востока в барреме вытянутые грабеновые области Пиренейской области получили от 200 до 300 м морских шельфовых отложений ургонской фации, таких как доломиты, водорослевые известняки, форамининосные известняки и рудистовые известняки. Ургонская фация может сохраняться в Корбьере и в зоне Южных Пиренеев вплоть до альба. С падением уровня моря в верхнем барреме отлагались черные пиритсодержащие аргиллиты и лагунные известняки, богатые остракодами и харацеями.
После границы баррема и апта , отмеченной еще одним высоким стоянием моря, в течение апта и альба произошло еще четыре колебания уровня моря, вызвавшие весьма значительное накопление осадков (местами до 3000 м). Благодаря опусканию грабенов в Атлантическом пространстве водные массы Атлантики и Тетиса впервые смешались. Для апт-альбских отложений характерно конкурентное взаимодействие мелкозернистого терригенного и органического материала. Органический материал ответственен за образование неглубоких платформ, построенных рудистами , гексакораллами и водорослями. В верхнем альбе преобладал терригенный материал и отлагалось несколько мелководных морских, частично известковистых песчаников. Источником обломочного материала был домен Арагон /Пиренеи, который переживал первый эпирогенный подъем . В том же контексте отложения речной дельты формации де Микс были перенесены с юга, а очень неоднородные конгломераты толщиной до 1000 м из Пудингес-де-Мендибельса интерпретировались как верхняя часть фронта дельты.
Незадолго до начала верхнего мела пиренейская область в альбе разделилась на две совершенно разные осадочные фациальные области. На северной окраине Иберии (в Южно-Пиренейской зоне и в Осевой зоне) тогда откладывались шельфовые карбонаты. Из-за нескольких всплытий их толщина очень уменьшена. В результате растяжения в Северо-Пиренейской зоне образовался очень сильно погружающийся флишевый бассейн (Северо-Пиренейский бассейн), который по существу повторяет простирающиеся с востока на запад зоны разломов Варискана. Бассейн углублялся к Атлантике и обмеливался к востоку, где он заканчивается перед рекой Од. Он разделен массивами фундамента Северо-Пиренейской зоны на две цепи — южную цепь, называемую силлон атуриен , которая получила до 2500 м флиша ардуазье , и северную цепь с флишем нуар . Флишевый бассейн на севере окружен относительно стабильным Аквитанским шельфом. Вероятно, он образовался в результате обширного истончения земной коры, проникшего со стороны Атлантики.
Одновременно с транстензией произошел Пиренейский метаморфизм, характеризующийся высоким тепловым потоком (пиковые температуры составляли 500–600 ° C), но относительно низкими давлениями ( HT/LP-метаморфизм ). В этих условиях выросли новые минералы , такие как биотит , диопсид и скаполит . Метаморфизм является диахронным и радиометрически датирован в восточной части Северо-Пиренейской зоны как альбский период, тогда как в Стране Басков на западе (например, в Баскском мраморном покрове) он датируется только кампанским периодом . Возможно, метаморфизм в более мягкой форме продолжался до конца мела или даже начала эоцена.
Две основные деформационные фазы с развитием сланцеватости (верхний альб до нижнего сеномана и сантон до маастрихта ) затронули пиренейскую область в течение верхнего мела, выразившись в виде несогласий в осадочной толще. Флишевый бассейн сократился, и на северной окраине Иберии образовался орогенный клин, который медленно продвигался в северную полосу. В результате флишевый бассейн, получавший продукты эрозии из клина, был вынужден мигрировать и на север (смена в сантоне центра опускания из Северо-Пиренейской впадины в Подпиренейскую). В результате Подпиренейский бассейн был заполнен флишем à fucoides толщиной от 1000 до 4000 м .
Зоны разломов Варискана были активны на протяжении всего верхнего мела и оказали решающее влияние на распределение осадочных фаций. Эта деятельность дополнительно подчеркивалась щелочным магматизмом , продолжавшимся от среднего альба до конца коньяка; таким образом, на западе Северо-Пиренейской зоны вытеснялись подводные базальтовые лавы, а восточнее, в Беарне и в Бигорре, различные типы магматических пород прорывали слои верхнего мела.
Осадочные толщи палеоцена подчеркивают различия между восточными и западными Пиренеями. На западе продолжалась фация морского шельфа, а флишевый бассейн продолжал погружаться. На востоке залегли континентальные красноцветные отложения гарумнской фации (отложение которых началось уже в конце мела), преимущественно аллювиальной и палудиальной фации. В это же время первые тектонические сокращения и поднятия коснулись восточных Пиренеев.
В западных Пиренеях морское осадконакопление также продолжалось в течение эоцена . В двух погружающихся котловинах по обе стороны современной цепи отлагались известняки, мергели, форамининосные песчаники и песчаники с донной фауной. Эоценовые осадочные толщи вдоль французской северной окраины Пиренеев (в Северо-Пиренейской зоне) довольно маломощны и полны фациальных изменений. Там можно проследить кратковременные трансгрессии и регрессии до Лангедока . Во время Ипра начинают поставляться первые конгломераты.
Это очень мощное конгломератное образование, называемое Пудинг-де-Палассу, является индикатором самой важной орогенической фазы в Пиренейской области, главной пиренейской фазы, которая сопровождалась очень сильными деформациями и поднятиями. Позже конгломераты несогласно перекрываются толщами конца эоцена, поэтому орогеническую фазу можно отнести к интервалу ипра/ лютета , т.е. примерно 50–40 миллионов лет назад.
На южной стороне Пиренеев в Каталонии складчатые конгломератные образования были датированы от верхнего лютета до бартона , что соответствует интервалу от 44 до 37 миллионов лет назад. На них также несогласно перекрыты отложения конца эоцена, несущие континентальную фауну.
Пиренейская главная фаза проявилась по обе стороны осевой зоны в виде взбросов и надвигов с достаточно большими смещениями. Движения были направлены с французской стороны на север, а с испанской — на юг. Но их пространственное расположение не было симметричным; например, на испанской стороне структуры падения гораздо ниже. Разломы и надвиги разрушили не только мезозойский и палеогеновый осадочный чехол, но и значительные части варисканского фундамента. Фундамент не только жестко разрушился в палеозойских системах трещин, но и подвергся интенсивным альпийским деформациям вокруг неоднородностей и анизотропий в его структурной ткани.
За главной пиренейской фазой последовали менее важные деформационные фазы, которые способствовали окончательному появлению орогена. Например, на северной окраине бассейна Эбро, недалеко от Сьерра-Маргиналес, складчатый олигоцен несогласно перекрыт плоскозалегающим обломочным миоценом континентального происхождения. Это указывает на еще одну деформационную фазу в конце олигоцена около 25 миллионов лет назад.
После начала миоцена поднятый ороген подвергся сильной эрозии, выраженной в выпадении огромной патоки в прибрежные бассейны, такие как, например, бассейн Аквитании. В плиоцене началось новое поднятие, приведшее к образованию огромных аллювиальных вееров на склоне горы, ярким примером которых является аллювиальный веер Ланнемезана . Другим важным последствием поднятия стала пенепланация . Несколько уровней пенепланации были обнаружены на самых разных высотах (от 3000 до 2000 м в Осевой зоне, около 1000 м в Пэи-де-Со, около 400 м в массиве Агли и на высоте 100 м в Корбьере). На востоке они обычно становятся ниже, с несколькими поднятиями к концу олигоцена, к концу миоцена ( понтийская пенепланация ) и к концу плиоцена ( виллафранкская пенепланация ).
Неогеновые отложения сохранились в Пиренеях главным образом в небольших грабенах вблизи Средиземноморья (близ Ла-Серданьи ). Грабены также неоднократно затапливались Средиземным морем, например, грабен возле Ампурдана и грабены в Руссильоне, содержащие фауну плиоцена. Эти структуры растяжения, скорее всего, обязаны своим существованием возобновлению движений на варисканских переломах. Очень молодая вулканическая область возле Олота , вероятно, имеет аналогичную причину.
В течение четвертичного периода Пиренеи пережили несколько оледенений , но гораздо меньшей интенсивности, чем, например, в Альпах. Большие ледники продвигались через долины Гав-д'Оссау , Гав-де-По , Гаронны и Арьежа на северной стороне Франции. Сегодня существует около 20 более мелких настоящих ледников, а также цирков и остатков ледников (примерами являются ледник Ането, ледник Оссуэ в массиве Виннемале и ледники на Маладете и Монте-Пердидо). Все эти ледники подверглись значительному отступлению с 1850 года из-за глобального потепления . Общая площадь ледниковой поверхности в 1870 году составляла 45 км 2 , тогда как в 2005 году осталось всего 5 км 2 .
Пиренеи пережили очень длительную геологическую эволюцию с многочисленными складками . Остатки неопротерозойской коры (Канигу, Агли) намекают на возможные кадомские домены. Признаки каледонских движений несколько более четкие (конгломераты и вулканические породы ордовика). Во время варисканской складчатости в Пенсильвании Осевая зона и Южная Пиренейская зона стали неотъемлемой частью того, что должно было стать микроконтинентом Иберия. Сьерра-Маргиналес были частью блока Эбро, северо-восточной части Иберии. Внешний вид Северо-Пиренейской зоны до сих пор неизвестен, но Подпиренейская зона определенно входила в состав микроконтинента Аквитания. Иберия и Аквитания находились на южной стороне Южно-Варисканского надвига и, следовательно, составляли мыс Варисканского орогена. Оба микроконтинента возникли на северной окраине Гондваны .
В конце варисканской складчатости Иберия все еще была связана с северо-западной Францией ( Армориканский массив ) и, скорее всего, была северо-западным продолжением Аквитании. Его более поздние перемещения имели жизненно важное значение для альпийского цикла пиренейской складчатости. Это признается большинством геологов, однако детали движения Иберии до сих пор неясны.
В течение верхней юры рифт распространялся от расширяющейся Центральной Атлантики вдоль континентальной окраины северо-западной Франции в сторону Аквитании . Вероятно, это произошло еще в титонском периоде . Как следствие, разлом оттеснил Иберию на юг и отделил ее от Армориканского массива. В результате континентальная кора истончилась, и в конечном итоге в среднем апте начала формироваться океаническая кора — шло открытие Бискайского залива . Окончательная океанизация Бискайского залива была достигнута к сантонскому / кампанскому периоду (около 84 миллионов лет назад, о чем свидетельствует хрон магнитной полярности C 34). Палеомагнитные исследования дополнительно показывают вращение Иберии на 35 ° против часовой стрелки. Дрейфующее движение Иберии охватило весь нижний мел. Из-за вращательного движения северо-восточный край Иберии начал мешать Аквитании, сначала создав транстенсионные разрывы вдоль Северо-Пиренейской зоны в среднем альбе . Утончение земной коры, связанное с процессом транстенсионного рифтогенеза, привело к метаморфизму HT/LP в Северо-Пиренейской зоне, начало которого датируется примерно 108 миллионами лет назад. В это же время были окончательно внедрены лерцолиты. Транскуррентное движение по Северо-Пиренейской зоне пулл-апарт сопровождалось также щелочным магматизмом, продолжавшимся от среднего альба до конца коньяка . Медленное продвижение метаморфизма на запад, по-видимому, подразумевает большой левый сдвиг между Иберией и Аквитанией, оцениваемый как смещение примерно на 200 км (метаморфизм достиг Страны Басков только около 80 миллионов лет назад в кампане ) .
К началу турона около 90 млн лет назад режим транстенсии завершился и сменился сжатием . Рифтинг в Баско-Кантабрийском, Северо-Пиренейском и Подпиренейском бассейнах прекратился и началась инверсия бассейнов; разломы растяжения тогда использовались в качестве надвигов. Эта первая довольно слабая фаза сжатия с очень низкими скоростями укорочения (менее 0,5 мм/год) продолжалась до конца танета . На испанской стороне орогена были установлены первые надвиги (Верхняя Педрафорка, Бойшольс и Турбон).
В илердийские и куизские времена ( граница палеоцена и эоцена , танета и ипра , около 55 миллионов лет назад) Пиренеи подверглись очень сильному сжатию верхней коры, что привело к фактическому зонированию и структурной организации орогена. Ороген был сжат в асимметричную веерообразную структуру из-за прерванной субдукции Иберии под Аквитанию. Об этом свидетельствует поведение разрыва Мохоровичич, который в Северо-Пиренейском разломе резко перескакивает с глубины от 30 до 50 км. Эта основная пиренейская фаза продолжалась примерно 47 миллионов лет назад (начало лютецкого периода ) , демонстрируя высокие темпы сокращения от 4,0 до 4,4 мм / год и охватывая, например, Нижнюю Педрафорку и надвиговые щиты Монсека. [8]
После главной пиренейской фазы в олигоцене и плиоцене последовали другие фазы деформации сжатия . Начиная с неогена , ороген демонстрирует посткинематический коллапс (грабеновые структуры на его восточном конце, вулканизм возле Олота), связанный с расширением Лионского залива и открытием Валенсийского прогиба. Ороген до сих пор испытывает сильную эрозию (начиная с эоцена), изостатические движения, посткинематическое растяжение и даже возобновление сжатия (в западных Пиренеях), что может вызвать землетрясения средней силы (землетрясение магнитудой 5,1 возле Аруди в 1980 г. [9] ] с магнитудой 5,1, предварительное резюме])</ref> и землетрясение магнитудой 5,0 в 2006 году недалеко от Лурда [10] и другие исторические землетрясения, которые даже разрушили части деревень, например, землетрясение магнитудой ≥ 6,0 возле Аретте в 1967 году, где было повреждено 40% зданий и обрушился шпиль церкви).
Вышеупомянутая асимметричная веерная, цветочная структурная организация Пиренейского орогена до сих пор интерпретировалась следующим образом: [11]
Современные мнения отдают предпочтение подчинению Иберии под Аквитанию; эта интерпретация, по-видимому, подтверждается результатами глубинной сейсморазведки (ECORS) [12] и магнитотеллурического профилирования [13] по всему орогену.
По оценкам, общее сокращение Пиренейского орогена в основном составляет от 100 до 150 км. Используя данные ECORS, Муньос (1992) пришел к выводу о сокращении на 147 км, при этом субдукция средней и нижней коры Иберийского моря заняла около 110 км. [14] Дальнейшая интерпретация данных ECORS привела к обнаружению иберийской коры толщиной 50 км, которая погружалась под аквитанскую кору толщиной 30 км. В результате на глубине 15 км, над погружающейся средней и нижней иберийской корой, образовался пологий внутрикоровый уровень отрыва . Вдоль этого отряда скалы, составляющие теперь Осевую зону, Южную Пиренейскую зону и Маргинальные Сьерры, скользили на юг и постепенно поднимались к поверхности. При продолжающемся сжатии Осевая Зона превратилась в антиформальную стопку, направленную на юг . Ближе к концу субдукции возле фактического следа Северо-Пиренейского разлома начался обратный надвиг , который врезался вверх в аквитанскую кору, используя ее ранее истонченную, разломную природу. Когда процесс субдукции был окончательно заблокирован, части северной Осевой зоны и Северо-Пиренейской зоны с зажатыми между ними фрагментами нижней коры и лерцолитами были оттеснены на север над Подпиренейской зоной.
{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )