Геология Пиренейского полуострова состоит из изучения скальных образований на Пиренейском полуострове , соединенном с остальной частью европейской суши Пиренеями . Полуостров содержит породы из каждого геологического периода от эдиакарского до четвертичного , и представлены многие типы пород. Там также найдены месторождения минералов мирового класса.
Ядро Пиренейского полуострова состоит из герцинского кратонного блока, известного как Иберийский массив . На северо-востоке он ограничен Пиренейским складчатым поясом , а на юго-востоке — горной цепью Бетийской складчатой горы . Эти две горные цепи являются частью Альпийского пояса . На западе полуостров ограничен континентальной границей, образованной открытием Атлантического океана . Герцинский складчатый пояс в основном погребен под мезозойскими и кайнозойскими покровными породами на востоке, но тем не менее выходит на поверхность через Иберийскую цепь и Каталонские прибрежные хребты . [1]
Иберийский массив состоит из пород палеозойской эры. Он был собран около 310 млн лет назад. В Иберийском массиве встречается несколько зон. Это были части, которые были собраны, чтобы сформировать блок. На северном побережье Испании находится Кантабрийская зона. Затем на западе, а также в Пиренейской цепи и Каталонских прибрежных хребтах находится Западно-Астурианско-Леонская зона. Затем Центральная Иберийская зона появляется около Ла-Коруньи , через север Португалии и через центр Испании, включая Монтес-де-Толедо . Зона Осса-Морена выходит на поверхность к востоку от Лиссабона . Она включает в себя некоторые докембрийские породы. Самая южная часть - Южно-португальская зона. [1]
Варисцианская орогенезия произошла, когда столкнулись Европейский Гуннический террейн (отколовшийся от Гондваны ) и континенты Лаврентия -Балтика. В Иберии это произошло в достефановском карбоне (354–305 млн лет назад). Внешней частью орогенеза была Кантабрийская зона. Она была деформирована в верхних слоях земной коры. Западно-Астурийская Леонская зона и Центрально-Иберийская зона являются внешними частями орогенеза и более глубоко деформированы, метаморфизованы и внедрены. Эти три зоны являются частью одного террейна . Зона Осса-Морена и Южно-Португальская зона являются двумя разными террейнами, которые стали соединенными. В мезозое это было в основном покрыто другими осадками, которые с тех пор размыты. [1]
Кантабрийская зона состоит из каменноугольных и более древних палеозойских неметаморфизованных пород.
С западной и юго-западной сторон он ограничен вогнутой дугой докембрийских пород, называемой окном Нарсеа , и окном Виллабандин в антиформе Нарсеа .
Формация Эррерия из нижнего кембрия состоит из чередующихся сланцев и полевошпатовых песчаников с некоторым количеством конгломератов . Они имеют толщину от 1 до 1,5 км.
Формация Ланкара состоит из нескольких сотен метров известняка . Нижняя часть образовалась в приливных зонах в нижнем кембрии , а верхняя часть из среднего кембрия содержит окаменелости и представляет собой красный или зеленый глауконитовый и узловатый известняк.
Формация Овилле от среднего до верхнего кембрия содержит чередующиеся сланцы и песчаники. Окаменелости трилобитов обычны в сланцах.
Формация Барриос относится к аренигскому ярусу и имеет толщину до 500 метров (1600 футов). Она состоит из белого массивного кварцита .
Район Пенас и Видриас, расположенный недалеко от западной границы Кантабрийской зоны, имеет полную последовательность ордовикских отложений. Черные сланцы лланвирнского периода встречаются в восточной части Центрального угольного бассейна. Но в основном в ордовикский период эта зона находилась над водой и подвергалась эрозии.
Формация Формигосо датируется средним лландоверийским временем в силуре. Она состоит из черных сланцев монограптуса и имеет толщину до 150 м. [2]
Формации Сан-Педро и Фурада имеют толщину до 300 метров и состоят из прослоев сланца и железосодержащего песчаника. Они относятся к венлок -лудловскому и нижнегединскому времени.
В девонский период отложение происходило на западной стороне, с доломитом, глинистым известняком , мергелем и сланцем из комплекса Ранесес или формации Ла Вид. Он имеет толщину 600 метров (2000 футов) и возраст от гединского до эмсского.
Формация Санта-Лючия состоит из известняка. Она содержит кораллы около Narcea Antiform на западе и имеет перитидальные фации на востоке около Центрального угольного бассейна. Формация Уэргас чередуется между красным песчаником и сланцем и имеет возраст от кувинского до живетского яруса . Формация Портилья состоит из кораллового известняка живетского до франского возраста. Она увенчана слоями песчаника толщиной до 500 м от франского до фаменского яруса. Девонские отложения не встречаются к востоку от центрального угольного бассейна и имеют наибольшую толщину на западе.
Пелагическая фация происходит из провинции Писуэрга-Каррион.
В каменноугольное время началось отложение черных сланцев и кремней турнейского яруса, а затем в визейском ярусе образовались красные известняки, красные сланцы и радиоляриты . Горный известняк — это толстый черный безжизненный известняк серпуховского яруса. Турбидиты с олистолитами также появляются в серпуховском ярусе, что указывает на первый признак герцинских (варисканских) тектонических событий. Эти первые события произошли в провинции Писуэрга-Каррион.
Сжатие Вариска подняло западную сторону, превратив осадочный бассейн в горный хребет. Со временем сжатая зона сместилась на восток. На этапе намюрского периода А формация Оллерос была образована турбидитами в желобе перед оргеном, а формация Баркалленте представляла собой карбонатную платформу дальше от берега. На этапе намюрского периода В впадине формировалась формация Сан-Эмильяно, а формация Вальдетеха находилась на шельфе, но в более глубоководных морских условиях. Во время вестфальского периода А впадина была заполнена, и отложения наземного материала сформировали формацию Сан-Эмильяно и группу Сама, а группа Лена была самой толстой в Центральном угольном бассейне. Дальше на восток в Пикос-де-Эуропа она оставалась покрытой мелководьем с непрерывным формированием карбонатной платформы.
Вестфальский период представлен 5000 м3 Центрального угольного бассейна, который, как следует из названия, содержит уголь . На востоке он переходит в морские карбонаты Пикос-де-Эуропа. В провинции Писуэрга-Каррион есть конгломераты, состоящие из кварцита, турбидитов с оползневыми отложениями из более глубоких морских вод. Есть также некоторые слои известняка с окаменелостями.
Источник вестфальских осадков находился на западе и юге. Это были горы герцинской цепи, образовавшиеся в то же время, что и эти отложения. В вестфальское время породы в кантабрийской зоне были смяты и надвинуты. Палеозойские породы откололись на уровне формации Ланкара и были надвинуты поверх верхних слоев, образуя покровы и надвиговые пластины. Провинция Понга-Наппе находится к востоку от Центрального угольного бассейна,
Отложения молассы стефанского возраста залегают на других породах карбона и не связаны с герцинской (варисканской) орогенезом. Некоторая окончательная складчатость произошла под прямым углом к вестфальским структурам.
Произошло дальнейшее поднятие, и в Стефанийский период в горах над западными и южными покровами образовались некоторые замкнутые бассейны. Но Пикос-де-Эуропа все еще был морской зоной.
В пермском и мезозойском периодах наблюдалась тектоника растяжения. Пермская последовательность Autunian — формация Viñon образовалась, когда бассейны были созданы нисходящим нормальным сбросом. В основном это известняк со слоями конгломерата, сланца, гипса и щелочных вулканитов. Формация Villaviciosa из саксонского периода образовалась на засушливом континенте с песчаником и конгломератом. Условия в триасовом периоде были очень засушливыми, и лагуны испарялись, откладывая гипс и мергель. Во время юрского и мелового периодов зона была под водой, но большинство отложений того времени были размыты.
Другой способ рассмотреть зону — рассмотреть ее структуру: она состоит из нескольких надвиговых единиц: Сомиедо-Корресилья, Собиа-Бодон, Арамо (первая, сдвинувшаяся в раннем вестфальском веке), Центральный угольный бассейн, Понга (вторая, сдвинувшаяся) и Пикос-де-Эуропа (последняя, сдвинувшаяся в раннем стефанском веке), а также единица Писуэрга-Каррион (или Палантин) (которая никуда не делась).
В позднем стефане зона была изогнута вокруг вертикальной оси, приняв нынешнюю форму полумесяца. Такой изгиб называется ороклинь .
Две теории объясняют образование пермского бассейна растяжением земной коры, расслоением литосферы , когда твердая мантия опускается со дна литосферы и заменяется горячей астеносферой , или континентальным разломом. [1]
Зона West Asturian Leonese расположена к западу и юго-западу от докембрийских пород антиформы Narcea и простирается на восток до докембрийских пород антиформы Ollo de Sapo. Породы в этой зоне в основном кембрийского и ордовикского возраста, с небольшим количеством от силура до карбона. Кембрийские и ордовикские породы образовались на мелководье в прогибе. Более поздние отложения образовались в более глубокой воде. Они были метаморфизованы в зеленый сланец или низкосортный амфиболит . Также они в основном имеют сланцевый кливаж . Складки обращены к центру дуги. На западе складки лежачие и крупные: складки Mondoñedo и Courel. На востоке складки асимметричны. Основание складки Mondoñedo представляет собой надвиг с тем же названием. Другой надвиг образует край этой зоны, где она встречается с Нарсейской антиформой. Около этих надвигов происходит кренуляционный кливаж. Все эти структуры образовались между нижним девоном и стефанием до н.э.
Из кембрийского периода кварцит Кандана эквивалентен формации Эррерия и имеет толщину от 1 до 2 км. Известняк Вегадео эквивалентен формации Ланкара и имеет толщину от 0,1 до 0,2 км. Серия Кабос эквивалентна формациям Овилле и Барриос и имеет толщину 4 км.
Черные сланцы , называемые сланцами Луарка, относятся к возрасту от Лланвирна до Лландейла (средний-верхний ордовик ) и имеют толщину от 0,5 до 1 км. Формация Агуэйра состоит из турбидитов карадокского возраста и имеет толщину 3 км. После несогласия залегают силурийские черные сланцы толщиной 0,4 км .
В районе Сан-Клодио есть несколько выходов пород нижнего девона. А в каменноугольный период это была зона эрозии, формирующая источник материала для кантабрийских каменноугольных отложений. [1]
Центрально-Иберийская зона охватывает среднюю часть западной стороны полуострова, включая северную и центральную Португалию. Верхний северо-западный угол был заменен зоной Галисия-Трас-Ус-Монтеш. Составляющие породы представляют собой метаморфизованные осадки.
Древнейшие породы — протерозойские, метаморфизованные отложения. Они были деформированы кадомийской орогенезом . Имеются вулканические породы и другие отложения конца эдиакарского и кембрийского периодов.
До карбона эта территория была деформирована в северо-восточном направлении надвигами и складками.
Самые древние породы относятся к кембрию , возможно, к докембрию , и представляют собой ортогнейс и парагнейс . Они встречаются около Фош-ду-Дору и Миранда-ду-Дору . Выше залегают сланцы или сланцы с прослоями турбидитов или известняка. Стратиграфическую последовательность можно наблюдать к юго-западу от Саламанки в синклинали Тамамес и в горах Толедо . За ними следует несогласие. Выше несогласия можно найти красноватый песчаник , сланец и конгломерат тремадокского возраста толщиной до 1 км. Кварцитовая формация аренигского возраста эквивалентна аморийскому кварциту. Затем идет черный сланец или сланец, соответствующий сланцу Луарка из Лланвирна до возраста Лландейло . Поверх него залегает кварцит Ботелла или Кантера толщиной 0,1 км, относящийся к лландейскому- карадокскому ярусу .
Выше этого находится линзовидный известняк, называемый Urbana Limestone, а также сланец и песчаник от Caradocian до Asgilian Age. Затем идет кварцит Criadero в районе Almaden в основании силурийского периода. Черный граптолитовый сланец и основные вулканические породы покрывают его.
Гранит появился в эпоху варисцианского орогенеза.
На юге зоны развиты терригенные отложения девонского возраста мощностью до 2 км. В Альмаденской синклинали большое количество вулканических пород.
Нижний карбон имеет флишевую фацию вдоль южной границы зоны, а также в районе Сан-Витеро и вокруг массивов Мораиш и Браганса. [1]
Зона Галисия-Трас-уш-Монтес — это тектоническая единица в форме боба в северо-западном углу Испании и северо-восточной Португалии ( Трас-уш-Монтес ). Ее также называют аллохтонными комплексами. Зона состоит из стопки покровов , которая сильно метаморфизована. Она образовалась в результате столкновения Иберийской плиты с утонченным куском коры другого континента, называемого террейном Мегума . В стопке пять единиц. На самом нижнем уровне находятся метаморфизованные породы высокого давления и низкой температуры. Вторая — офиолит . Третья — нижняя часть континентальной коры, которая была метаморфизована до высокой температуры с высоким давлением. Четвертая — слой осадков, полученных из выветривания земли с низкой степенью метаморфизма. Существует также нижележащий эдиакарский и ранний палеозойский слой, называемый автохтеновой последовательностью. Метаморфизм аллохтенового покрова произошел 390–380 млн лет назад в среднем девоне. Возможно, это произошло в океане Рейк. Наконец, выше этого находятся другие сланцы, называемые сланцевой областью Галисия-Трас-уш-Монтес или Параавтохтенон. Существует пять овальных масс основных и ультраосновных пород, составляющих офиолит. Это массивы Кабо-Ортегаль, Ордес , Лалин , Браганса и Мораиш . Каждый из них находится в синклинали и окружен силурийскими метаморфическими породами с падающей внутрь зоной надвига, образующей границу. Виды пород в основных массивах: сланцы , гнейсы , амфиболиты , метагаббро, гранулиты , эклогиты и серпентины . Массив Ордес датируется 380–390 млн лет назад и представляет собой часть Рено-Герцинского океана как часть аккреционного клина . Он присоединился к европейскому Гунническому террейну между блоком Ченнел и аллохтеновым покровом. У него есть соответствующий блок, комплекс Лизард на юго-западе Англии. Комплекс Кабо-Ортегал датируется около 345–340 млн лет назад и является останками срединно-океанического хребта Палео- Тетис-Океана
Линия Мальпика-Ламего представляет собой зону сдвига, образующую линию, идущую с севера на юг на западной стороне зоны Галисия-Трас-уш-Монтес. Она имеет длину 275 км и связана с интрузиями гранодиорита. Вертикальное смещение вдоль зоны сдвига составляет более 10 км. [3]
Зона Осса-Морена (OMZ) образует полосу в южной части Португалии и юго-западном углу Испании. Древнейшие породы — докембрийские, образующие полосы в двух вытянутых антиклиналях между Кордовой и Абрантешем . Кембрийские породы начинаются с конгломератов , а затем имеют мелководные отложения и известняк . Ордовикский период представлен пелитовыми фациями. В позднем ордовике сиенитовые и щелочные гранитные интрузии поднялись вдоль пояса Кордова-Абрантеш. Силурийский период имеет вулканические породы как кислые, так и основные, а также пелитовые отложения. Нижний девон образовался на мелководье. Верхний девон следует за перерывом и состоит из флиша .
В каменноугольном периоде он начинается с турбидитовой последовательности, содержащей основные вулканиты. Она имеет толщину около 200 метров. Выше нее находятся слои, содержащие уголь . В этой точке происходило горообразование. В вестфальский период это откладывалось в озерах, лежащих между горными хребтами. В стефанский период встречается моласса , также в бассейнах между горами.
Зона Осса-Морена была трансформно нарушена с Центрально-Иберийской зоной. По мере того, как она скользила мимо (200 км по горизонтали на юго-восток и 10 км по вертикали), она образовала бассейн Пеньярройя в позднем лангсеттиане и раннем дакмантиане карбона. Бассейн имеет длину около 50 км и ширину 1 км.
Зона сдвига Томар-Бадахос-Кордова (TBCZ) состоит из горных пород, которые были сдвинуты пластичным образом в левом боковом направлении. Она имеет длину 350 км и ширину от 2 до 15 км. Гранит кембрия и ордовика превратился в ортогнейс. Мигматиты и метаморфизованные осадки составляют основную часть зоны. Но есть также линзообразные тела, состоящие из эклогита и гранатового амфиболита. Сдвиг происходил с конца девона до карбона. Зона является швом между различными террейнами (CIZ и OMZ), составляющими Иберийский массив. [4]
Граница или шов между зоной Осса-Морена и южно-португальской зоной образован офиолитом: комплекс офиолитов Бежа-Асебучес (BAOC). Он состоит из метаморфических пород высокого давления, эклогита и голубого сланца. Они были надвинуты в юго-западном направлении поверх скалы из южно-португальской зоны. [4]
Южно-Португальская зона (SPZ) — экзотический террейн, пришедший с другого континента в более северные части Пиренейской плиты. До 380 млн лет назад SPZ была частью Лавразии и примыкала к тому, что позже стало Гранд- Бэнкс . Этот континент фактически находился к северу от Иберии, которая, в свою очередь, была частью Европейского Гуннического террейна (EHT). 380 млн лет назад SPZ повлияла на EHT между аллохтонными единицами зоны Галисия-Трас-Ос-Монтес и Месеты. Примерно 320 млн лет назад SPZ снова направилась на юг, скользя мимо западной стороны зоны Осса-Морена.
Южно-португальская зона в настоящее время образует тонкий треугольник на южном конце Португалии. В южно-португальской зоне встречаются только породы от верхнего девона до карбона. Поздний девон представлен пластами филлита и кварцита с градуированной слоистостью . Вулканические породы турнейского и нижневизейского ярусов содержат марганцевые , цинковые и пиритовые руды. Это известно как Иберийский колчеданный пояс . Это остатки гидротермальных источников морского дна . Большая часть зоны покрыта поздневизейскими турбидитовыми последовательностями толщиной в несколько километров.
Шахты в районе колчеданного пояса включают рудник Невес-Корву в Португалии, Рио Тинто, где добыча ведется уже 2000 лет, Агуас Тенидас, рудник Лас-Крусес, Лос-Фрайлес. [5]
Бассейн Виа существовал на северо-восточной окраине в пермские времена. [1]
Во время герцинского цикла на полуострове образовалось несколько плутонов . Габбро появилось на северо-западе Галисии как Монте-Каштелу-Габбро, а также в Беже в Португалии. Встречаются два разных вида гранита . Один происходит из средней коры и содержит много полевого шпата и мало кальция , а другой вид происходит из нижней коры, смешанной с мантийными магмами, и является известково-щелочным гранитом.
Первый вид гранита подразделяется на гранодиорит и лейкогранит мусковит - биотит (два слюдяных гранита). Гранодиорит можно найти в Финистерре , западной Саламанке , Саморе , Гредосе , Арасене . Два слюдяных лейкогранита можно найти в Фриоле , Порту-Визеу, Монкорво-Вила-Реал, Виго , Финистерре , Жил-Ибаргучи, Ла-Гуардия , а также около Саламанки. Большинство гранитов имеют возраст от 318 до 319 млн лет. Но некоторые имеют возраст от 340 млн лет.
Известково-щелочные граниты внедрялись дважды. Более древний состоит из гранодиорита и адамеллита с включениями тоналита , диорита и габбро. В западной Галисии они имеют возраст 316 млн лет.
Более молодые известково-щелочные граниты в основном имеют крупные кристаллы, это биотитовые и роговообманковые гранодиориты. Они внедрились позже, чем два слюдяных гранита, и часто встречаются в северной и центральной Португалии. Радиометрический возраст составляет около 300 млн лет. Некоторые из батолитов этого смешанного типа гранита находятся в Кабеса-де-Арайя, Форгосело, Понферрада и Боал , а также Ла-Руна. [1]
Пиренейский полуостров был присоединен к Арморике (Северная Франция) до позднего мезозоя. В раннем меловом периоде Бискайский залив начал раскрываться около 126 млн лет назад и завершился к 85 млн лет назад. Это создало Бискайскую абиссальную равнину и отделило полуостров от уступа Тревельян. В это время Иберия вращалась против часовой стрелки относительно Евразии. Это вызвало субдукцию Лигурийского бассейна на восточную сторону. Это сформировало Бетийский покровный стек. После 85 млн лет назад началось раскрытие Атлантического океана между Ирландией и Гренландией . Это оставило Бискайский залив как неудавшийся разлом. Новое атлантическое расширение заставило Евразию вращаться по часовой стрелке обратно к Иберии, вызвав поддвиг и субдукцию на восточной стороне северного края Иберии, образовав Пиренеи . [ 6]
В позднем триасе и ранней юре было два этапа рифтинга, включающих растяжение и существование на западной окраине Иберии. Он также расширил западную окраину. Иберийская абиссальная равнина у западного побережья Португалии и Испании образовалась 126 млн лет назад. Это разделило Гранд -Бэнкс Ньюфаундленда , при этом Галика-Бэнк и Флемиш-Кэп были разделены 118 млн лет назад. К раннему мелу рифтинг 110 млн лет назад происходит на западных и северо-западных окраинах.
В мезозое, поздней юре Африка начала двигаться на восток, и открылся альпийский Тетис. Связанное с этим существование вызвало глубокие отложения осадков на востоке и некоторые остатки осадков в опускающихся вниз частях центральной части Испании. На востоке произошло два этапа рифтинга, один с поздней перми до триаса, а второй с поздней юры до раннего мела.
На южной стороне отложения карбонатов и обломочных осадков сформировали шельф на мелководье в позднетриасовое и лиасовое время. Он был рифтован в тоарское время (ранняя юра 190 млн лет назад). Активный рифтогенез был завершен к 160 млн лет назад. После этого термическое опускание происходило до конца мелового периода. В это время рифтогенез отделил Северную Америку от Африки, образовав трансформную зону. [6]
Пиренейский бассейн находится на востоке Испании. Рифтовая система, образовавшаяся в варисском фундаменте с пермского по поздний меловой период. В конце мелового периода бассейн был растянут на 35 км. [7] В ранненеогеновое время бассейн был инвертирован в результате пиренейской орогенеза, части формирования Альпийской цепи. Эта инверсия привела к образованию гор, называемых Пиренейским хребтом. Рифтование происходило в разное время в мезозое, повторяя одну и ту же схему осадконакопления.
Бассейн Минас-де-Энарехос заполнился в раннепермский период . Это был небольшой континентальный бассейн с внутренним дренажем. [8]
Сначала с поздней перми до позднего триаса откладывались осадки Арагонской ветви. Они начинались с ранних слоев богатого кварцем песчаника, образовавшегося из осадочных и метаосадочных пород. Этот первый слой имел толщину 0,1 км. Позже отложения образовались из плутонических пород и были богаты полевым шпатом и сцементированы глиной. Эти ранние отложения были аллювиальными и озерными. Наконец, бассейн оказался ниже уровня моря, и отложились мелководные морские карбонаты, за которыми последовали прибрежные эвапориты. Их толщина определялась тектонической депрессией дна бассейна и варьируется от 1 до 6 км. Названия формаций: саксонская (единица Аравиана из перми), бунтсандштейн (единица Тиерга, единица Кальцена, единица Трасобарес), Muschelkalk (мелководные прибрежные морские известковые условия) и кейпер (эвапориты). Саксонская фация состоит из песчаника над кварцевым конгломератом и палеопочвами . Песчаник почти полностью состоит из округлых кварцевых зерен. Обломки горных пород в нем представлены сланцами и кремнями. Зерна очень уплотнены и сцементированы кварцем. Бунтсандштейн содержит песчаник с крупными кристаллами из плутонических пород, а также обломки сланца и кремня. Они сцементированы кварцем, полевым шпатом и некоторой карбонатной матрицей. Присутствие калиевого полевого шпата указывает на то, что в то время преобладали засушливые условия. В оленекский период средняя температура была в районе низких 30 градусов, а количество осадков составляло менее 180 мм в год. [9]
Также частью Иберийского бассейна является Кастильская ветвь. Формирование в этом случае происходит из пермского периода: Boniches, Alcotas, несогласие, за которым следует конгломерат Hoz de Gallo, который увенчан песчаником и силкритом на другом несогласии, отмечающем конец пермского периода. Затем в триасе отложился конгломерат Chequilla, формация Rillo de Gallo, песчаник Cañizar Fm, Prados Fm, Eslida Fm, Marines Fm, Landete Fm, El Mas Fm, Canete Fm, [9]
Во-вторых, бассейн Камерос был сформирован и заполнен с поздней юры, титона до берриаса и валанжина до раннего альба . Они находятся в циклах с аллювиальными фрагментами на дне и озерными известняками и мергелями к вершине каждого цикла. Источником обломков был Иберийский массив к юго-западу от бассейна. Образования из этого бассейна включают Тера, Онкала, Урбион, Энсисо, Оливан и Эскуча. Песчаник в титоне в основном состоит из округлых зерен кварца, но также содержит 14% фрагментов карбонатных пород. Затем отложения берриаса представляют собой песчаник, в основном с кварцем, но с некоторым количеством альбита. Кварц содержит 35% поликристаллических зерен. Он сцементирован глинистыми минералами. Он был в основном получен из низкосортных метаморфических пород варисского фундамента. Песчаник валанжина образован из перенесенных ветром зерен кварца. Источником материала, вероятно, были юрские осадочные породы (карбонаты и сланцы). От готеривского до альбионского возраста песчаники более смешаны с большим количеством полевого шпата. Каолинит часто встречается заполняющим пространство между зернами. [10]
Мезозойские бассейны были смяты и надвинуты, образовав Иберийские хребты. Произошло 30 км сокращения. Хребты простираются с северо-запада на юго-восток. На северо-западе хребты погребены под бассейном Дору. Сьерра-де-Альтомира — это ориентированный с севера на юг хребет, отделенный от Иберийских хребтов бассейном Тежу . Он был образован из надвигового слоя, который расколол эвапоритовые слои триаса.
Атлантическая континентальная окраина у Португалии и Испании уникальна. [ требуется ссылка ] В зоне между континентальной корой и океанической корой находится зона эксгумации континентальной мантии шириной 100 км . Во время рифта, разделившего Ньюфаундленд и Иберию, вулканизм был очень слабым, и рифт был лишен магмы. Это привело к разломам, поднимающим мантию из-под континента на морское дно. Гиперрасширенный рифтинг — название этого явления. Мантийная порода — перидотит . Перидотит образовался из расплава, который был обеднен коровыми материалами, но затем был повторно обогащен плагиоклазовым полевым шпатом. Эксгумация мантии происходила в два этапа. Сначала с валанжина по готерив (142–130 млн лет назад) расширение происходило со скоростью около 7 мм в год. Во-вторых, с готерива по альб (130–113 млн лет назад) мантия извергалась со скоростью около 13 мм в год. После этого астеносфера проникла на поверхность, образовался срединно-океанический хребет и образовалась нормальная океаническая кора. Более мелкие 2–3 км перидотита были преобразованы в зеленый серпентин путем изменения морской водой на глубине. Самая поверхностная корка (толщиной 40 м) серпентина затем была изменена в желтый серпентин путем обработки морской водой при низкой температуре.
Gorringe Bank является частью хребта вдоль зоны разлома Азорские острова-Гибралтар . Он имеет ширину около 60 км и длину 180 км в северо-восточном направлении. Существуют две высокие подводные горы : подводная гора Геттисберг имеет глубину 25 м, а подводная гора Ормонд находится на 65 м ниже поверхности. Границы плит здесь сходятся со скоростью 4 мм/год, а также скользят друг мимо друга. Верхняя мантия и океаническая кора обнажаются вдоль этого банка. Был внедрен Ferrogabbro, датируемый 77 млн лет назад. Также 66 млн лет назад мантийный плюм Канарской горячей точки прошел мимо и вызвал внедрение щелочной магмы. Там, где есть кора, она очень тонкая, так что Мохоровичич подходит к морскому дну. Осадки залегают над мантией, поэтому ее можно считать корой. С миоцена произошло сокращение океанической коры, поглощенной складчатостью и надвигом.
К северу от банки Горриндж находится абиссальная равнина Тежу. К востоку находится континентальный шельф Португалии, а к западу — возвышенность Мадейра-Торе. На юге олистострома , остатки оползня с банки Горриндж, приведшие к хаотичным отложениям. На большей части равнины Тежу толщина земной коры составляет 8 км, однако на севере она составляет всего 2 км. На северо-западе находится отрог Эстремадура.
К югу от Gorringe Bank находится Horseshoe Abyssal Plain. Эта равнина простирается на юг до подводных гор Ampere и Coral Patch, возвышенности Madeira Tore на западе и континентального склона на востоке. Толщина земной коры под этой равниной составляет 15 км. Сокращение земной коры было обеспечено на равнине обратными сбросами каждые несколько километров.
Там, где бассейн Гвадалквивира простирается на запад от берега, он образует залив Кадис . В середине миоцена происходило горообразование, затем с миоцена по плиоцен происходило растяжение, и, наконец, в плейстоцене морское дно снова сжалось. На дне залива находятся грязевые вулканы : грязевой вулкан Дарвина, грязевой вулкан Меркатора и грязевой вулкан Челленджера. [11]
Лузитанский бассейн тянется вдоль побережья Португалии частично на суше, частично вдали от берега. В синемюре–келловее толстые слои карбонатов отложились 196–162 миллиона лет назад . У северного побережья Португалии находится бассейн Порту, также вытянутый в направлении север-юг. Дальше от берега, а также от берега западного побережья Испании находится внутренний бассейн Галисии. Эти бассейны образовались в результате рифтинга в позднем триасе ( 220–195 миллионов лет назад ). Дальше в море у западного побережья Испании находится банка Галисии, которая состоит из континентальной коры и ранее была прикреплена к Фламандскому мысу . Банка Галисии имеет известняк и мергель, отложившиеся на мелководье с титонского возраста. Он перекрыт доломитом с берриасского возраста ( 143 миллиона лет назад ).
С титона по берриас ( 150–140 миллионов лет назад ) рифт имел неглубокие платформы с отложениями карбонатов и песком на глубине. С валанжина по готерив ( 140–130 миллионов лет назад ) образовались карбонатные сцементированные осадки. С валанжина по готерив ( 130–94 миллиона лет назад ) кислорода было мало, и было шесть периодов без кислорода ( аноксические события ). С турона по палеоцен ( 94–66 миллионов лет назад ) кислород снова был доступен, и осадки были красноватыми или разноцветными. В некоторых областях были сильные течения. В палеоцене ( 66–59 миллионов лет назад ) темно-черные сланцы отмечают недостаток кислорода в стоячей воде. От танета до олигоцена ( 59-34 млн лет назад ) и до наших дней откладываются известковые и кремнистые отложения. Сильная циркуляция глубинных вод началась около 34 млн лет назад и продолжается до сих пор. [12]
Океанические аноксические события были названы событием Бонарелли (OAE2 93,5 млн лет назад ) (вызванным вулканическими извержениями в Карибском море), среднесеноманским событием 96 млн лет назад и OAE 1b, OAE 1c и OAE 1d в альбе (около 100–112 млн лет назад ). Углерод в черных сланцах, по-видимому, поступает как с суши, так и из океанов, и фиксация азота также была высокой в эти периоды.
Лузитанский бассейн очень богат окаменелостями, в основном морскими беспозвоночными [13] и позвоночными, включая кости и следы динозавров. [14]
От 170 до 120 млн лет назад более 200 км левостороннего сдвига произошло между Европой и Иберией, поскольку она была оторвана от Гранд-Бенкс. От 120 до 83 млн лет назад 115 км конвергенции в районе Сардинии и Корсики. 83 млн лет назад конвергенция с Европой продолжалась до 67,7 млн лет назад, когда она перестала двигаться относительно Европы. В эоцене 55–46 млн лет назад был правосторонний сдвиг. Затем снова конвергенция до эоцена и до раннего олигоцена. [15]
Испанская Центральная система — это горная цепь, разделяющая бассейны рек Тежу и Дору. Сьерра-де-Гредос и Сьерра-де-Гвадаррама включают названные цепи. Земля была сжата и поднята в результате альпийской орогении. [16]
Пиренеи образовались, когда Иберийская плита столкнулась с Европейской плитой, она была частично субдуцирована. Первоначальное сжатие началось в сантонское время с субдукцией истонченной коры. Кора на западе была субдуцирована позже. Надвиги, образовавшиеся на юге, привели к инверсии мезозойских бассейнов. Центральные Пиренеи испытали наибольшее сокращение, с меньшими объемами на западе. Сокращение продолжалось в течение 40 млн лет. Существует несколько пермских осадочных бассейнов глубиной до 1 км. Они начинаются с серого алеврита, угля и вулканических пород и увенчаны красным алевритом, песчаником и конгломератом. В конце мелового периода между Иберией и Францией было около 150 км разделения.
Упорный лист Гаварина:
Кордильера Бетик — горный хребет на юге и юго-востоке Испании, ориентированный в направлении ENE. Он простирается от залива Кадис до мыса Кабо-де-ла-Нао .
Бетикские Кордильеры образовались в результате сложного взаимодействия Африканской плиты с Иберией. Они состоят из четырех частей: внутренних Бетик вдоль побережья, внешних Бетик внутри страны, флишевых единиц на крайнем юге Испании (и Гибралтара ) и форландового бассейна: бассейна реки Гвадалквивир. Формирование происходило с 250 км конвергенции север-юг от середины олигоцена до позднего миоцена. От 50 км к западу северо-западная конвергенция.
Бетикс являются частью Гибралтарской дуги , в которую также входит Эр-Риф в Марокко .
В триасовый и юрский периоды границы Бетии и Магриба находились друг напротив друга.
Внутренние Бетики или Альборанские корковые домены находятся вдоль побережья. Они представляют собой метаморфизованные породы фундамента, образовавшиеся до миоцена. Эти горы образованы тремя надвигами (сначала Невадо-Филабриде был погребен на глубине 50–70 км, затем Альпухарриде и, наконец, Малагиде). Кора была существенно утолщена, а нижний надвиг подвергся метаморфизму под высоким давлением. В пределах Внутренних Бетиков есть много впадин, которые создали бассейны, заполненные осадками. Их называют Бетическими неогеновыми бассейнами, и некоторые из них формируются даже сейчас.
Надвиговый щит Малагиде содержит породы от силура до олигоцена. Хотя силурийские породы были деформированы в ходе варисцианского орогенеза, породы в этом щите имеют только низкую степень метаморфизма. Его можно найти к северу и востоку от Малаги и в полосе вдоль границы между внутренним и внешним бетиками. Породы надвигового щита Малагиде включают филлит, метаграувакку, известняк, метаконгломерат . Девон и ранний карбон представлены серыми сланцами и конгломератом с меньшим количеством известняка, кремня и радиолярита . Есть некоторые пермские и триасовые красные пласты, начинающиеся с конгломерата и истончающиеся до песчаника и лютита .
Надвиговый слой Альпухарриде простирается от западной провинции Малага до Картахены на востоке. Этот слой был более метаморфизован, чем надвиговый слой Малагуиде. Он был погребен на глубине от 35 до 50 км. В его основании находится слюдяной сланец с некоторым количеством гнейса и мигматита, образованных из отложений старше пермского периода. Выше находится голубовато-серый сланец пермского периода, а следующий слой - карбонат среднего и позднего триаса. Выше находится черный слюдяной сланец, а верхние слои - коричневый метапелит и кварцит.
Триасовые мезозойские и миоценовые отложения образуют Внешнюю Бетику. Зона суббетика с более глубоководными отложениями находится на юго-востоке, а зона пребетика на северо-западе содержит мелководные отложения. Кампо-де-Гибралтарская единица представляет собой призму, образованную терригенными отложениями, сформированными в олигоцене.
Бассейн Фортуна образует Восточный Бетик. Он датируется от тортона до плиоцена (моложе 11,6 млн лет). Сначала дно бассейна быстро опускалось. Оно начало заполняться морскими отложениями, поскольку было связано со Средиземным морем. Позже оно стало изолированным, и начали появляться эвапориты. Затем они были покрыты континентальными отложениями к концу тортона 7,2 млн лет назад. Бассейн стал изолированным, поскольку его края были тектонически подняты. В течение мессинийского и нижнего плиоцена 7,2–3,6 млн лет назад дно бассейна было опущено еще на 1 км, и континентальные отложения заполнили его. В течение плиоцена бассейн был сжат, сдвинут и поднят. [17]
Ronda Peridotites выходят на поверхность в западной части Внутренних Бетиков в надвиговом щите Альпухарриде. Они были частично серпентинизированы. Разновидностью перидотита является лерцолит . Они были внедрены при давлении 1 гигапаскаль (ГПа). Под Ronda Peridotites находится эклогит, образованный при давлении 1,5 ГПа. Два массива, Sierra Bermeja и Sierra Alpujata, были повернуты на 40° к западу с момента их затвердевания, как и западные Внешние Бетики. [18]
Надвиговый покров Невадо-Филабрид был погребен на глубине от 50 до 70 км. Он содержит породы, изначально от палеозоя до мела. Он подвергся метаморфизму при высоком давлении и низкой температуре. Он состоит из трех единиц. Группа Рагуа состоит из альбита и графита, содержащего слюдяной сланец, и кварцита. Группа Калар-Альто имеет хлоритоид и графит, содержащий слюдяной сланец, из палеозоя, светлый пермотриасовый сланец и мрамор из триаса, которые были метаморфизованы до верхнего уровня зеленого сланца при температуре до 450 °C. Группа Бедар-Макаэль была метаморфизована до уровня амфиболита и содержит мрамор, серпентинит и турмалиновый гнейс, а также более распространенный сланец. Эта группа была нагрета до 550 °C. [19]
На западном конце Бетикса находится бассейн Гвадалквивира. Он несогласно залегает на зоне Южной Португалии, зоне Осса-Морена и зоне Центральной Иберии. Он содержит материал неогенового и четвертичного возраста.
В кайнозое Бетик был сжат примерно на 300 км.
В позднем миоцене в Гибралтарской дуге образовался силл (сухопутный мост), несколько раз отсоединявший Средиземное море от Атлантического океана. Это вызвало испарение Средиземного моря. [20]
Гибралтарская скала — монолитный известняковый выступ. Скала образовалась в юрский период около 200 миллионов лет назад и поднялась во время Бетийского орогенеза.
Бассейн Альборан к югу от Испании и Гибралтара образовался в раннем миоцене путем расширения и утончения континентальной коры до толщины всего 12 или 15 км. Он все еще заполняется осадками по сей день под морем Альборан . К настоящему времени накопилось 8 км осадков. В море Альборан есть многочисленные области на его дне, образованные вулканическими потоками. Это включает остров Альборан на полпути через море. [21] В плиоцене и плейстоцене вулканизм продолжался.
Зона сдвига Транс-Альборан — это зона разлома с простиранием 35° (северо-восток), простирающаяся от Аликанте в Испании, вдоль побережья Мурсии через хребет Бетик, через море Альборан до гор Тидикин в Марокко . Эта зона проявляется землетрясениями . Юго-восточная сторона движется на северо-восток, а северо-западная сторона — на юго-запад.
Балеарские острова расположены на возвышенности, называемой Балеарским мысом.
Майорка:
Менорка:
Южный край состоит из узкого шельфа, где отлагаются карбонаты. Осадки переливаются через уступ. К югу от острова Кабрера между островами Форментера и Кабрера находится небольшая вулканическая провинция с несколькими десятками выходов. Склон к югу от шельфа представляет собой уступ Эмиля-Бодо. Он имеет только один каньон, каньон Менорка, с Менорским конусом выноса у его основания. [21] Кора в Балеарском мысе имеет толщину 25 км. Литосфера составляет всего 30 км, а ниже находится астеносфера с низкой сейсмической скоростью.
На Менорке имеются обширные выходы на поверхность варисского фундамента. В триасовом периоде образовались отложения, похожие на те, что есть в Германии. В раннем юрском периоде он был покрыт мелководной морской водой, и образовался известняк. От средней до поздней юры в глубокой воде образовались мергель и известняк. В меловом периоде образовались мергель и мелководный известняк. От позднего мела до палеогена было мало отложений. С эоцена на юго-востоке есть немного мелководного известняка. В период с эоцена по ранний олигоцен остров Сардиния находился к северо-востоку от Балеарского мыса (Менорка). Сардиния и Корсика отошли от 19 до 15 млн лет назад. С олигоцена есть немного конгломерата.
Орогенез (горообразование) возобновилось в неогене. Поскольку земля деформировалась, появились конгломераты, известковые песчаники, известняки и известковые турбидиты. Во время орогенеза с позднего олигоцена до среднего миоцена земля сократилась (сжалась) на 50%. На юго-востоке Майорки опрокинутые складки образовались в позднем олигоцене и лангиане. В среднем и позднем миоцене (в основном серравальском) земля растянулась (удлинилась), образовались разломы и образовались бассейны. В позднем миоцене они заполнились водой и осадком. После орогенеза были добавлены известняковый мергель и известковый песчаник. Позже в плиоцене и до сих пор снова произошло сжатие.
Из раннего миоцена известны два вулкана известково-щелочного состава.
К югу от Балеарских островов находится Алжирский бассейн, покрытый корой океанического типа от 4 до 6 км и Мохо глубиной менее 15 км. Дно этого бассейна состоит из 0,5 км плиоценовых и четвертичных осадков, залегающих над мессинскими эвапоритами толщиной 1,2 км, которые простираются от диапиров до осадков. [22]
Условия сжатия распространялись на запад вдоль северной окраины Иберии. Это вызвало сужение Бискайского залива, при этом произошла субдукция дна залива, образовавшая Кантабрийские горы , начиная с самого конца мелового периода и до раннего эоцена . Субдукция прекратилась 54 млн лет назад.
Напряжение от северо-восточного края столкновения Испании с Евразией повлияло на внутреннюю часть, подняв Пиренейский бассейн и образовав горный хребет Пиренейской цепи к северо-востоку от центра. Зона трансформации Азорских островов и Гибралтара активировалась около 30 млн лет назад. Эта зона выглядит как хребет на дне Атлантического океана и даже сегодня очевидна как зона землетрясений. Африка сместилась на восток по отношению к Пиренейскому полуострову и Евразии. Это открыло Валенсийский прогиб и Балеарский бассейн. Расширение в этой юго-восточной части Пиренейского полуострова распространилось с юга Франции. Спрединг достиг и сформировал Альборийский бассейн между 23 и 20 млн лет назад.
Африка сблизилась с Евразией, и направление изменилось с северо-северо-запада на северо-запад в тортонском веке . Это изменение сжатия сформировало Баэтические Кордильеры на побережье Средиземного моря в среднем миоцене . Бассейны были инвертированы и подняты в Иберийской центральной системе, а также в Альборанском бассейне. Кора все еще продолжает складывать в этих областях со времен плиоцена . Некоторые прибрежные районы были подняты на сотни метров в плиоцене. Также новые зоны сдвига появились в Альборанском бассейне. [6]
Гипсовый блок Ниньерола находится в пятнадцати километрах к югу от Валенсии. Он состоит из слоев гипса, мергеля и известняка. Гипсовые конкреции из этой формации использовались в качестве алебастра для резьбы скульптур. Он был получен из пресноводного озера с высоким содержанием сульфатов, но низким содержанием хлоридов.
Бассейн Дору на северо-западе Испании является крупнейшим кайнозойским бассейном в Иберии. Олигоценовые и миоценовые континентальные отложения имеют толщину до 2,5 км. Он ограничен центральной системой на юге, Иберийским хребтом на востоке и Кантабрийскими горами на северо-востоке. Кантабрийские горы являются основным источником осадков в этом бассейне. Река Дору начала осушать бассейн 9,6 млн лет назад, соединив его с Атлантическим океаном. Золото добывалось в бассейне во времена Римской империи. Лас-Медулас — самый известный рудник. Сальная шерсть использовалась для улавливания золотых хлопьев, смываемых из аллювиальных отложений. К северу от Рибона находится еще один 2000-летний золотой рудник .
Два эоценовых бассейна в Португалии — это бассейны Мондегу и Нижний Тежу, которые вытянуты в юго-западном направлении. Одновременно с образованием этих грабенов бассейн Алгарви был поднят. В миоцене Лузитанский бассейн был сжат, и были сформированы Португальский Центральный хребет и Западные горы. Они также простираются на юго-запад. Горы также образуют предгорные или передовые глубокие бассейны. Разломы развивались в направлении юго-юго-запад. Эти разломы развивали некоторые раздвижные бассейны.
В позднем плиоцене (2,6 млн лет назад) произошло увеличение подъема, и ранее отложенные осадки были врезаны эрозией. С тех пор побережье Португалии поднималось примерно на 0,1 мм в год. [23]
Бассейн Эбро образовался как прогиб в то же время, что и Пиренеи. От 55 до 37 млн лет назад бассейн находился ниже уровня моря и был заполнен морскими отложениями. В середине и конце эоцена образовались эвапориты, когда море высохло, образовав эвапориты Кардона. Он стал континентальным бассейном, вплоть до конца олигоцена. С олигоцена до миоцена эта территория была покрыта бессточным озером [24], удерживающим эродированные породы окружающих горных хребтов: Пиренеи , Иберийский хребет и Каталонский прибрежный хребет . С позднего миоцена река Эбро осушала этот бассейн, впадая в Средиземное море.
Бассейн реки Тежу накапливал континентальные отложения с конца олигоцена до конца миоцена. Этот бассейн дренируется рекой Тежу , которая впадает в Атлантический океан за Лиссабоном .
Бассейн Ас-Понтес на крайнем северо-западе Иберии заполнен аллювиальными и озерными отложениями от позднего олигоцена до раннего миоцена.
Каталонские прибрежные хребты образовались в эоцене при сжатии, что способствовало закрытию бассейна Эбро . [24] Позже в олигоцене и миоцене произошло расширение, поскольку был открыт прогиб Валенсия. Вся кора в этом районе была изогнута в моноклиналь . Горы имеют северо-восточно-юго-западное простирание под косым углом к первоначальному бассейну.
Вулканы вдоль средиземноморского побережья образовались из-за истончения литосферы мантии. Поле Леванте находится на юго-западном конце впадины Валенсия. Возраст вулканов составляет от 8 до 1 млн лет. Северо-восточная вулканическая провинция на восточном конце Пиренеев датируется периодом от 14 млн лет до 11 000 лет назад. Сначала вулканы образовались в бассейне Эмпорда, затем в бассейне Ла-Сельва и, наконец, в бассейне Серданья. В Альмерии и Мурсии есть щелочные вулканы. [7]
Валенсийский прогиб находится между средиземноморским северо-восточным побережьем Испании, недалеко от Барселоны , и Балеарскими островами . Это ориентированная с северо-востока на юго-запад впадина между континентальным склоном Пиренейского полуострова и склоном шельфа вокруг Балеарских островов. Первоначально он открылся между поздним олигоценом и ранним миоценом , в то же время, что и Провансальский бассейн. Континентальный шельф у побережья Каталонии имеет ширину от 6 до 30 км. Несколько V-образных каньонов глубоко врезаются в шельф, среди них каньоны Фуа, Бесос, Ареньс, Ла-Фонда и Креус. Эбрийская окраина, мелководный прибрежный шельф, питается рекой Эбро , ширина шельфа здесь составляет 70 км. Шельфы на Балеарской окраине имеют ширину менее 20 км; они имеют низкий приток осадков, и вместо этого в них преобладают карбонаты.
У основания Валенсийского прогиба находится Валенсийский канал . Это овраг, по которому осадки переносятся на северо-восток в Провансальскую котловину.
Валенсийский желоб состоит из протяженной континентальной коры. В самой глубокой точке граница Мохоровичича («Мохо») имеет глубину всего 8 км, тогда как под материком она находится на глубине 32 км. Под Балеарскими островами глубина снова увеличивается до 23–25 км. В других точках под осью Валенсийского желоба граница Мохо находится на глубине 15–10 км. Литосфера имеет толщину всего 50–80 км, а мантия имеет аномально низкую скорость распространения звука.
Кора впадины прошла через историю, похожую на историю материка. Она была сжата в варисцианском орогенезе , расширена в мезозое, так что образовавшиеся впадины заполнились осадками, сжата обратно и поднята в меловом периоде, затем размыта. В эоцене и позднем олигоцене было несколько впадин, заполненных наземными отложениями.
В верхнем олигоцене и нижнем миоцене начался рифтинг, и образовались континентальные отложения, за которыми последовали морские отложения на мелководном шельфе. В этот период впадина выросла за счет расширения до своих нынешних размеров. В среднем и верхнем миоцене обломочные осадки отложились под морской водой. Затем уровень Средиземного моря резко упал из-за испарения. Во время этого мессинийского кризиса солености овраги были глубоко прорезаны в отложениях, подвергшихся воздействию атмосферы, и мессинские соляные отложения были инкрустированы на более глубоких частях. В плиоцене и голоцене дельты образовались над мелководными частями, а глубоководные конусы выноса — в более глубоких частях. [22]
Склоны вокруг желоба были затронуты многими подводными оползнями. В основном они небольшие, площадью менее 100 км 2 . Так называемый «Большой '95» грязевой поток, это большой оползень у побережья Кастельон-де-ла-Плана , за островами Колумбретес . Этот оползень охватывает 2200 км 2 , содержащий 26 км 3 , или 50 гигатонн осадка. Он имеет длину 110 км, среднюю толщину 13 м, колеблясь от 600 м до 1800 м ниже уровня моря. Дата по углероду 14 указывает на то, что оползень произошел до 9500 г. до н. э. Считается, что он был вызван вулканическим куполом, тем же самым, который поднял острова Колумбретес над уровнем моря. [25]
Балеарская абиссальная равнина расположена к востоку от Балеарских островов . Крупное подводное оползневое отложение неизвестного происхождения, называемое Балеарским мегатурбидитом, покрывает 77 000 км 2 и содержит 600 км 3 осадков толщиной 10 м. Оползень произошел во время последнего низкого стояния .
Вдоль побережья есть приподнятые песчаные или галечные пляжи, которые частично зацементированы. Их возраст составляет от 53 700 до 75 800 лет. [26] В Торка-дель-Карлиста находится самая большая пещера (La Grand Sala del GEV) в Европе. Она находится в Стране Басков . Ее площадь составляет 76 620 квадратных метров, а размеры — 245 на 520 метров. [27]
Иберия — довольно богатый регион для палеонтологии, в основном мезозойской и миоценовой. Несколько важных местонахождений динозавров известны в Португалии и Испании. В Португалии формация Лориньян является одним из самых богатых мезозойских подразделений, в основном для динозавров и млекопитающих. Странный динозавр был обнаружен в Лас-Хойяс в Куэнке, Испания . Первоначальное животное было 6 метров в длину, имело горб и перья. Ископаемое датируется барремским ярусом позднего мела и называется Concavenator corcovatus . [28] Turiasaurus riodevensis , по-настоящему гигантский динозавр, который жил между верхней юрой и нижним мелом, также был найден в Риодеве в Теруэле, Испания. Животное было 37 метров в длину и весило 40–48 тонн. [29]
Самые поздние останки неандертальцев известны из Куэва-Антон . [30]
Толщина земной коры составляет от 30 до 35 км на большей части Иберии, но утончается до 28 км на западном побережье. Однако горные районы толще. Глубина земной коры в Пиренейском массиве составляет от 30 до 35 км. Западные Бетиксы имеют кору толщиной 39 км и состоят из трех слоев, тогда как восточные Бетиксы имеют кору толщиной 23 км и состоят из двух слоев. Вдоль побережья около Бетиксов толщина коры составляет от 23 до 25 км. Литосфера Бетикса (кора и твердая мантия) имеет толщину от 100 до 110 км. Под морем Альборан кора имеет толщину 16 км. Литосфера Альборан имеет толщину 40 км.
Бассейны рек Тежу и Дору приподняты и, тем не менее, показывают отрицательную аномалию Буге . Это, вероятно, связано с менее плотной корой. В зоне Осса Моэна и Южной португальской зоне наблюдается положительная аномалия Буге из-за более высокой плотности коры. Вдоль побережья Средиземного моря наблюдается положительная аномалия Буге из-за истончения литосферы до менее 75 км.
Сила, создаваемая толчком хребта со стороны дна Атлантического океана, составляет 3,0 ТН/м (1012 ньютонов на метр); 54 млн лет назад сила была ниже и составляла 2 ТН/м.
Станции GPS измеряют медленные движения, вызванные дрейфом континентов и тектоническими движениями:
Тепловой поток составляет 60–70 мВт/м 2 на Иберийском массиве, а в Бетиксе — 100–120 мВт/м 2 в море Альборан, где литосфера тоньше. Низкий тепловой поток в 40 мВт/м 2 зафиксирован на крайнем юге Португалии.
Добыча полезных ископаемых в Испании имеет долгую историю. Добыча меди ведется в Рио-Тинто уже 5000 лет. [31] Крупнейшее в мире месторождение ртути находится в Альмадене , Испания, где было добыто 250 000 тонн. [32]
Шахты в Ла-Уньоне, Мурсия, производили свинец, железо, серебро и цинк со времен Римской империи, но были закрыты в 1991 году из-за истощения. [33] Свинцовые рудники в Кастуло около Линареса, Хаэн, работали с древних времен до 1991 года. Это часть горнодобывающего района Линарес-Ла-Каролина, где в бронзовом веке добывали медь. Римские рудники работали в Аррайанесе, Ла-Крусе, Эль-Сентенильо и Салас-де-Галиарда в Сьерра-Морена . [34] [35]
В горнодобывающем бассейне Паленсия из каменноугольных отложений добывался черный уголь и антрацит . [36]
Великое Лиссабонское землетрясение 1 ноября 1755 года было одним из самых разрушительных землетрясений в истории, в результате которого погибло около 100 000 человек. Землетрясение в Португалии 1969 года было гораздо менее сильным: в Марокко и Португалии погибло 13 человек.
На Пиренейском полуострове определены несколько стратотипических участков и точек глобальной границы .
В 17 веке врач Альфонсо Лимон Монтеро изучал испарение воды из рек и источников в Испании и предложил модель круговорота воды . [42] Однако только в 18 веке были опубликованы трактаты по геологии. [43] В 1754 году Хосе Торрубия опубликовал Aparato para la Historia Natural Española который считается первым трактатом, написанным на испанском языке, защищающим тезис о всемирном потопе [44] и иллюстрирующим ископаемые останки с Пиренейского полуострова и других мест. [45] В 1771 году король Карлос III основал Real Gabinete de Historia Natural de Madrid (Королевскую палату естественной истории Мадрида). Гильермо Боулз при содействии Николаса де Асары опубликовал Introducción a la Historia Natural ya la Geografía Física de España (Введение в естественную историю и физическую географию Испании) — труд, в котором собраны данные о геологических объектах, горных породах и минералах, собранных им во время его путешествий по полуострову. [43] [46] Между 1797 и 1798 годами немец Кристиан Херрген перевел на испанский язык работу Иоганна Фридриха Вильгельма Виденмана « Ориктогнозия» . Из-за престижа, приобретенного переводом, король Карлос IV назначил его редактором Anales de Historia Natural ( Анналы естественной истории ), издания, которое началось в 1799 году. [47]
Агустин Яньес-и-Жирона впервые использовал термин «геология» в своей работе 1819 года под названием « Descripción origlognóstica y geologica de la montaña de Montjuich» . [43] Во время правления Фернандо VII был принят Закон о горном деле 1825 года, который регулировал частные горнодобывающие компании. [48] В 1834 году Гильермо Шульц создал первую геологическую карту в Испании, карту масштаба 1:400 000 территории Галисии. [49]
Чарльз Лайель посетил Испанию летом 1830 года, а также зимой 1853 года. Визит Лайеля в Пиренеи привел его к изучению орогенеза, который создал горную цепь. Он обнаружил, что они формировались в течение длительного периода времени , а не в результате одной большой катастрофы , как считалось ранее. Это привело к развитию концепции геологической истории Лайеля. Его книга « Элементы геологии с 1830 по 1833 год» была переведена на испанский язык Эскеррой дель Байо в 1847 году. Она использовалась в качестве учебника, поскольку была первым современным текстом по геологии, доступным для широкой публики в Испании. Это распространило идеи и терминологию Лайеля. [50]
Эскерра дель Байо создал первую геологическую карту Испании в 1850 году [50]. Хоакин Эскерра дель Байо основал Комиссию по хартии геологии Мадрида и генерала дель Рейно в 1849 году. В 1850 году она была переименована в Комиссию дель Геологической карты Испании. Организация теперь называется Instituto Geológico y Minero de España . [51] Его целью было издание книг и карт Испании. [52] Гильермо Шульц нарисовал высококачественную карту геологии Астурии. За этим последовала карта Испании дель Байо, а затем геологическая карта всего Пиренейского полуострова Морица Вилькомма. [53]
Мадридский университет впервые предложил предмет под названием «Геология и палеонтология» в 1854 году, когда Хуан Виланова-и-Пьера занял кафедру геологии и палеонтологии. [54]
Real Sociedad Española de Historia Natural (Королевское испанское общество естественной истории) было основано в 1871 году. [55] Мигель Кольмейро-и-Пенидо был первым президентом организации. [56] Комиссия по геологической карте Испании пришла в упадок до 1873 года, когда Мануэль Фернандес де Кастро издал указ о воссоздании комиссии и возобновлении изучения геологии. [57] Между 1875 и 1891 годами Лукас Маллада-и-Пуэйо опубликовал в Boletín Geológico y Minero работу Sinopsis de las especies fósiles que se han encontrado en España (Краткий обзор ископаемых видов, которые были найдены в Испании). В 1892 году он опубликовал «Общий каталог ископаемых видов, найденных в Испании», включающий 4058 видов. [58] В 1882 году в Барселоне был открыт Музей геологии (он же Музей Марторелла).
XIV Международный геологический конгресс состоялся в Мадриде в 1926 году. [59] Гражданская война в Испании и ее последствия ознаменовали упадок изучения геологии в Испании. [43]
В 1972 году был создан план MAGNA по производству карт Испании масштабом 1:50000 (эта работа началась в Португалии в 1952 году). [43] [60]
В период с 1986 по 1987 год в рамках испано-французского сотрудничества под названием ECORS-Pirineos был создан сейсмический вертикальный профиль отражения длиной 250 км через Пиренеи. [61] К 2000 году через Пиренеи было создано шесть сейсмических профилей, которые предоставили обширную информацию о толщине земной коры и внутренней структуре орогена. [62]
Между 1852 и 1857 годами Карлос Рибейру составил геологическую карту в масштабе 1:480 000 португальского региона между реками Дору и Тежу и провел геологические работы в Алентежу . [63] Португалия основала Comissão Geológica do Reino в 1857 году. Ею руководили Карлос Рибейру и Перейра да Кошта. [64] Рибейру вместе с Нери Дельгадо опубликовал первую геологическую карту Португалии в масштабе 1:500 000. Она была переиздана и обновлена в 1899 году швейцарским геологом Полем Шоффатом . [65]
Во время Второй мировой войны французское правительство наняло Жоржа Збышевского для документирования португальских месторождений полезных ископаемых, особенно вольфрама. [66] В последующие годы Збышевский опубликовал около 300 статей по геологии и создал пять геологических карт масштабом 1:50 000. [66] Museu Geológico в Лиссабоне является частью Национальной лаборатории энергетики и геологии. Он содержит образцы, датируемые 1859 годом, собранные Карлосом Рибейро , Нери Дельгадо, Полом Шоффатом и другими. [67]
{{cite web}}: CS1 maint: неподходящий URL ( ссылка )
