Geologia dos Pirenéus - Geology of the Pyrenees

Seção transversal geológica dos Pirenéus

Os Pirenéus são a-long 430 quilômetros, aproximadamente leste-oeste impressionante , intracontinental cadeia de montanhas que dividem a França, Espanha e Andorra . O cinturão tem uma evolução geológica policíclica estendida que remonta ao Pré - cambriano . A configuração atual da cadeia deve-se à colisão entre o microcontinente Ibéria e o promontório sudoeste da Placa Europeia (ie Sul da França). Os dois continentes estavam se aproximando desde o início do Cretáceo Superior ( Albiano / Cenomaniano ) cerca de 100 milhões de anos atrás e, conseqüentemente, colidiram durante o Paleógeno ( Eoceno / Oligoceno ) 55 a 25 milhões de anos atrás. Após seu levantamento, a corrente sofreu intensa erosão e reajustes isostáticos . Uma seção transversal através da corrente mostra uma estrutura assimétrica em forma de flor com depressões mais acentuadas no lado francês. Os Pirinéus não são apenas o resultado de forças compressivas , mas também apresentam um cisalhamento sinistral importante .

Arranjo geográfico

Os Pyrenees sensu stricto estendem-se na direção oeste-noroeste-leste-sudeste (N 110) ao longo de 430 km do Golfo da Biscaia a oeste até o Golfe du Lion e o Golf de Roses a leste, com largura variando entre 65 e 150 km. Eles são limitados ao norte pela Frente dos Pirenéus Norte (em francês: Front nord-pyrénéen , também falha frontal dos Pirenéus Norte ou NPFF ), uma falha de impulso principal ao longo da qual unidades da Zona dos Pirenéus Norte foram transportadas sobre a Zona Subpirenaica , parte mais ao sul da Bacia da Aquitânia , seu foreland norte . Seu limite sul é a Falha Frontal dos Pirenéus do Sul . Aqui, fatias de impulso das serras Marginales e seus equivalentes laterais são deslocadas para o sul ao longo da Bacia do Ebro .

No entanto, em um sentido mais amplo e geologicamente mais significativo, os Pirineus continuam mais para o oeste nas montanhas Basco e Cantábrica (a cadeia Basco-Cantábrica ). Finalmente desaparecem ao longo da margem continental das Astúrias . Da mesma forma, no leste, eles não apenas desaparecem no Mediterrâneo, mas seguem seu curso através das unidades de nappe do Maciço Corbières em Bas Languedoc e até mesmo no sul da Provença . No extremo leste da Provença, as tendências típicas das dobras dos Pireneus são sobrepostas por estruturas alpinas, que são finalmente isoladas pelo arco dos Alpes Ocidentais . A cadeia dos Pirenéus no sentido mais amplo tem quase 1000 km de comprimento.

Organização estrutural do orógeno

Um perfil através dos Pirenéus sensu stricto mostra um arranjo em forma de leque e flor. A estrutura é fortemente assimétrica com um lado francês do norte mais íngreme e estreito e um lado espanhol do sul muito mais largo e mais suavemente inclinado.

O orógeno de dupla face pode ser dividido em várias zonas tectônicas, de norte a sul, que são delimitadas por falhas principais de tendência leste-oeste:

Ao longo do ataque, o orógeno pirenaico pode ser dividido em três domínios distintos: um domínio oriental que vai do Mediterrâneo ao rio Segre , um domínio central que se estende do rio Segre até a falha de Pamplona e um domínio ocidental além da falha de Pamplona.

Foreland do norte

Artigo principal: Bacia da Aquitânia

Zona Subpirenaica

A zona subpirenaica faz parte geologicamente da Bacia da Aquitânia, o foreland norte dos Pirineus, e foi apanhada na orogenia dos Pirenéus. A zona foi dobrada durante o Eoceno e derrubada em escalão pela Zona Norte dos Pirenéus ao longo da Frente Norte dos Pirenéus. Essas elevações mudam seu caráter no oeste e no leste do orógeno, onde se tornam semelhantes a nappe , exemplos sendo a Nappe Bas Adour no oeste e a Nappe Corbières no leste. O último continua mais para o leste por meio de dobras e fatias tectônicas perto de Saint-Chinian , via a dobra perto de Montpellier para se juntar ao South Provence Thrust perto de Sainte-Baume , que gradualmente desaparece ao sul de Brignoles .

Dentro dos Pirenéus sensu stricto , a Zona Subpirenaica consiste em sedimentos do Cretáceo Superior e Paleógenos muito espessos em afloramentos superficiais. Os sedimentos apresentam dobras simples seguindo uma tendência WNW-ESE.

Subsuperfície, no entanto, tem uma estrutura muito mais complicada devido ao Triássico sal diapirs e estocadas norte-convergentes. Escondidos abaixo de uma cobertura mesozóica de mais de 6.000 metros de espessura estão provavelmente mais de 6.000 m de rochas de embasamento paleozóico . A cobertura mesozóica consiste em até 1.500 m do Triássico, bem mais de 500 m do Jurássico e mais de 3.000 m de sedimentos do Cretáceo.

A camada de até 500 m de espessura do Triássico Inferior ( Buntsandstein ) compreende conglomerados , brechas , arenitos marrons , argilitos , folhelhos e siltitos . O Triássico Médio ( Muschelkalk ) pode atingir uma espessura de 400 me mostra folhelhos siltosos, depósitos de evaporito e micritos dolomíticos . O até 500 m de espessura superior triássica Keuper depósitos são constituídos de sedimentos ricos em carbonato, sal , siltstones, e intercalada ofítica diabásios / olivina dolerites . O Lias inferior é uma sequência transgressiva com até 200 m de arenito não marinho, calcário marinho próximo à costa e evaporitos. Uma fauna pelágica no topo sugere condições marinhas abertas. O Lias médio e superior consistem em 230 m de sedimentos da plataforma marinha rasa (calcário bioclástico, calcário argiloso e calcário micrítico). Durante o Jurássico Médio , uma barreira oolítica , composta principalmente de micritos argilosos, separa uma prateleira externa de uma interna. Os depósitos do Jurássico Superior ( Malm ) são principalmente xistos e carbonatos. Perto do final do Jurássico, ambientes restritos foram estabelecidos com dolomicritos, calcários bandados e evaporitos. A camada do Cretáceo Inferior começa com arenitos, folhelhos, calcários e brecha calcária no Neocomiano, seguidos por margas Barremianas e calcários. Durante o Aptiano inferior , arenitos, xistos, margas arenosas e calcários foram depositados. O Aptiano superior e o Albiano são principalmente margas e calcários. O Cretáceo Superior inclui um Turoniano litorâneo com arenitos e calcários arenosos. No início do Senoniano ( Campaniano ), um vale profundo se formou (a Bacia Subpirenaica) recebendo uma sequência flysch muito espessa . Os flyschs da Campânia e do Maastrichtiano compreendem 2.000 a 3.000 m de finos intercalados periodicamente (margas, xistos calcários e argilitos ) e sedimentos mais grosseiros (conglomerados, arenitos e grauvacas ). Perto da fronteira K / T, a Bacia Subpirenaica foi preenchida com depósitos vermelhos continentais na fácies Garumniana , incluindo ovos de dinossauros em alguns lugares. Neste ponto, a Bacia Subpirenaica sofreu dobramento acompanhado por um fraco metamorfismo .

Acima do Albiano e antes do início do Campaniano, ocorrem rochas vulcânicas , incluindo lavas basálticas , espilita e diabásio, mas também rochas piroclásticas como tufo , tufo lapilli, brecha vulcânica e aglomerado . As rochas vulcânicas podem ser cortadas por diques lamprófagos .

Na época do Paleoceno / Eoceno , o mar transgredia do Atlântico para a Bacia Subpirena, que se comportava como uma onda descendente para os Pirenéus, que subiam lentamente ao sul. Uma sucessão muito espessa (2.000 a 3.000 m) de sedimentos detríticos ou calcários de granulação fina foi depositada. A sedimentação parou no final do Eoceno devido à grande compressão (Fase Principal dos Pirenéus).

Nas proximidades da Falha de Muret , uma falha de deslizamento lateral esquerdo e um prolongamento da Falha de Toulouse ao sul, a Zona Subpirenaica pode ser dividida em duas metades desiguais. A metade oriental entre os rios Garonne e Aude pode ser separada em três zonas diferentes (de norte a sul):

  • um foreland do norte.
  • uma zona dobrada de 10 km de largura. Seu limite norte são as cordilheiras dos Petits Pyrénées , que estão acima de um golpe cego. Esta zona se estreita para o leste e desaparece antes de chegar ao Aude. Os sedimentos compreendem um Triássico com gesso no fundo, seguido por um Jurássico impulsionado internamente e uma sequência de cobertura muito espessa de sedimentos flysch do Cretáceo Superior .
  • uma faixa estreita de flysch no sul. Esta sequência flysch bastante espessa também foi depositada no Cretáceo Superior. Ele foi levantado em uma posição quase vertical por movimentos de empurrão na Frente dos Pirineus Norte e agora forma o flanco sul virado de um sinclinal assimétrico .

Na metade ocidental, apenas o foreland norte está presente; é feito de sedimentos mesozóicos epicontinentais suavemente dobrados, mas fortemente articulados , cobertos e escondidos por sedimentos de molasse do Mioceno . Os conjuntos de dobras marcantes leste-oeste e noroeste-sudeste interferem e são cortados por falhas de tendência nordeste. Na subsuperfície, diapirs de sal do Triássico também estão presentes.

No foreland norte a leste do rio Aude, a elevação do embasamento Paleozóico do Mouthoumet aparece, um horst inclinado para o sul e coberto por estratos continentais do Eoceno .

Os trens de dobra da Zona Subpirenaica são interrompidos no Bas Languedoc pela Falha de Cévennes , uma grande falha de deslizamento lateral esquerdo .

Zona Norte dos Pirenéus

A Zona Norte dos Pirenéus é bastante estreita, geralmente apenas cerca de 10 km de largura, mas pode se alargar para 40 km. É caracterizado por uma dobragem muito forte. A zona é empurrada para o norte ao longo da Frente Pirenaica Norte - seu limite norte - sobre a Zona Subpirenaica. Este movimento de empuxo comprimiu a foreland e, como resultado, induziu o dobramento na Zona Subpirenaica. A Zona Norte dos Pirenéus é ela mesma derrubada pela Zona Axial ao longo da Falha dos Pirenéus Norte ( NPF ), uma falha reversa de alto ângulo formando seu limite sul. A Falha dos Pirenéus do Norte é marcada por milonitos altamente tensos . As rochas nas proximidades apresentam lineações horizontais que sublinham a importância da falha como zona de cisalhamento principal. Em outra parte da Zona Norte dos Pirenéus, o gradiente de deformação também é alto, mas a direção de alongamento é geralmente vertical.

O pacote sedimentar com mais de 6.000 m de espessura da Zona Norte dos Pirenéus é formado por rochas mesozóicas (jurássicas e cretáceas) que foram destacadas acima dos evaporitos do Triássico Superior e subsequentemente deslizaram para o norte. Em contraste com a Zona Subpirenaica, a Zona Norte dos Pirenéus dificilmente contém qualquer Paleógeno. Os depósitos de xisto e evaporito do Triássico Superior (Keuper) contêm localmente dolomitas , tufos e diabásio intercalados (ofitos); esses depósitos se comportam plasticamente e comumente formam uma mistura tectônica com os contatos sendo expressos como superfícies de decolamento . Do início do Jurássico até o final do Cretáceo Inferior, uma plataforma carbonática de águas rasas desenvolveu-se durante a quiescência tectônica com principalmente calcários sendo sedimentados. O Albiano Médio testemunhou uma grande mudança de fácies para condições marinhas profundas. Essa mudança marca o início da Bacia dos Pirenéus do Norte , um vale de 400 km de extensão de origem destacável preenchido com sedimentos flysch turbidíticos inconformáveis durante o Cretáceo Superior. Na época do Alto Albiano, esta bacia de separação havia se dividido em uma depressão interna próxima à falha dos Pireneus do Norte que acomodava o Flysch ardoisier e uma depressão externa mais ao norte preenchida pelo Flysch noir . Posteriormente, durante o Turonian e o Coniacian, a calha flysch externa recebeu os chamados Flysch à fucoides , uma sucessão muito espessa de argilitos / marlstones calcários intercalados e calcarenitos arenosos. Este flysch é seguido por uma série regressiva no Maastrichtiano - margas grossas ( Marnes de Plagne ) - calcários de plataforma ( Calcaires nankins ), bem como depósitos lagunares e lacustres. Ao todo, a série Coniaciano-Maastrichtiana atinge uma espessura de 3000 m.

O embasamento Paleozóico perfura a cobertura sedimentar em várias elevações em forma de amêndoa, semelhantes a horst, seu tamanho variando de 1 a 300 km 2 . Exemplos são os chamados satélites maciços nord-pyrénéens ( elevações do subsolo dos pirineus norte) entre Lourdes e Perpignan , entre elas as seguintes elevações: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach , Saint-Barthélémy , Salvezines e Rabat-les-Trois-Seigneurs , além de várias elevações no norte do País Basco . Essas elevações têm uma origem de cisalhamento lateral esquerdo e são inclinadas para o norte; simultaneamente, eles também exibem um componente de cisalhamento vertical. Eles provavelmente se formaram na orogenia Variscan . Nas elevações do embasamento, encontram-se principalmente gnaisse pré - cambriano e gnaisse granulítico (no maciço de Agly), e rochas ígneas e metamórficas paleozóicas.

Uma pequena faixa de no máximo 5 km de largura ao norte da Falha dos Pirenéus do Norte experimentou metamorfismo dinâmico e térmico durante o Albiano / Cenomaniano há cerca de 110 milhões de anos (alta temperatura / baixa pressão, tipo "HT / LP"). Alguns domínios ao norte das elevações do porão também foram metamorfoseados (por exemplo, no Bigorre e no sul dos Corbières). O metamorfismo foi isoquímico sem introdução de elementos estranhos e afetou apenas as rochas de cobertura sedimentares que foram transformadas em mármore e hornfels . O embasamento Paleozóico não foi afetado, provavelmente devido ao seu estado já desidratado.

Lherzolito da Zona Norte dos Pirenéus, L'Étang de Lers, Ariège

Espalhadas dentro da faixa metamórfica estão várias ocorrências de lherzolitos (incluindo sua localidade-tipo em Lers ). Eles foram expulsos do manto superior ao longo de falhas de longo alcance. Os lherzólitos estão associados a anfibolitos , piroxenitos e peridotitos portadores de anfibólios . Todas estas rochas do manto estão dispostas em enxames, atingindo o maior afloramento em Moncaup apenas 3 km 2 . Eles são amplamente distribuídos, sendo encontrados de Béarn até Aude . Seu modo de colocação ainda não foi esclarecido, mas os seguintes fatores são relevantes:

  • Mármores do Jurássico e do Cretáceo Inferior associados da banda metamórfica.
  • granulitos do subsolo sobem nas proximidades.
  • cinzigitos migmatíticos .
  • a estreita associação espacial com a Falha dos Pirenéus Norte um pouco mais ao sul.
  • Os clastos sedimentares de lherzolito ocorrem em mármores da faixa metamórfica, portanto os lherzolitos devem ser mais antigos que o metamorfismo.

Espalhadas na Zona Norte dos Pirenéus também estão algumas ocorrências de rochas vulcânicas . Eles são intercalados em sedimentos do Lias e do Cretáceo Superior ( Aptiano até Campaniano ) e são encontrados principalmente no oeste (perto de Tarbes , Orthez e no País Basco). Eles consistem em espilites subsaturados de sílica , picritos e sienitos nefelinos . As rochas de diques associadas são lamprófiros ( camptonitas e monchiquitos ).

Outras características de interesse são várias formações de brechas pós-metamórficas diferentes .

A Zona Norte dos Pirenéus pode ser subdividida em três subzonas delimitadas por falhas principais:

  • uma subzona do norte. Sua cobertura sedimentar destacou-se das elevações do porão mais ao sul. Ele contém flysch do Cretáceo Superior.
  • uma subzona intermediária. Aqui as elevações do porão aparecem.
  • uma subzona ao sul. Foi afetado por metamorfismo e contém afloramentos de rochas ultramáficas .

A Zona Norte dos Pirenéus é atravessada a oeste por falhas de tendência NNE-SSW, ataque lateral esquerdo e, em seguida, muda para o cinturão dobrável do País Basco. No leste, continua após uma curva acentuada nos Corbières, direto para o sul da Provença. No extremo leste, os trens dobradiços do Mioceno marcando noroeste-sudeste dos Alpes Ocidentais começam a interferir e, finalmente, dominam completamente as estruturas dos pirenéus.

Zona Axial

Maladeta , um maciço de granodiorito na Zona Axial, com geleira e sedimentos de cobertura paleozóica (frente direita)

A Zona Axial , também chamada de Zona Axial Primária , é uma enorme cúpula de embasamento de rochas Pré-cambrianas e Paleozóicas ( Primárias ) dobradas e metamorfoseadas durante a orogenia Variscana e intrudidas por granitóides Variscanos em estágio final . Todos os picos mais altos dos Pirenéus estão na Zona Axial, daí o nome.

Entre os granitóides variscanos encontram-se os granitos biotite ( Canigou , Quérigut Massif ), granitos de duas micas ( Maciço Caillaouas ) e granodioritos ( Bassiès , Maladeta ). Os granitóides são principalmente intrusivos epizonais rasos, mas rochas mesozonais e catazonais também estão representadas.

As altas elevações da Zona Axial (geralmente acima de 3000 m) são compensadas isostaticamente por um aumento da espessura da crosta continental . Por exemplo, abaixo do maciço Maladeta, uma zona de raiz se formou de modo que a descontinuidade de Mohorovicic é encontrada lá a uma profundidade de 50 km. Da mesma forma, na maioria dos picos da Zona Axial, uma anomalia de gravidade negativa pode ser detectada, que desaparece lentamente a leste.

O porão é atravessado por grandes zonas de fratura Variscan, marcantes de leste a oeste, que foram reativadas durante o ciclo de orogenia alpina. Na parte leste da Zona Axial, as fraturas são geralmente verticais, um bom exemplo sendo a falha milonítica de Merens em Pic del Port Vell perto de Mérens-les-Vals . Na parte oeste, as fraturas mergulham mais suavemente para o norte e se comportam como impulsos escalonados dispostos de noroeste-sudeste; ao longo dessas fraturas, o embasamento da Zona Axial derruba unidades sedimentares mesozóicas ao sul. Bons exemplos são as investidas escalonadas em Eaux Chaudes , Gavarnie e Bénasque —Las Nogueras (referindo-se ao curso superior dos rios Noguera Ribagorzana e Noguera Pallaresa ). Concomitante com as estocadas, desenvolveu-se uma esquistossidade que afetou tanto o embasamento quanto a cobertura sedimentar, sugerindo uma origem alpina. Todas essas fraturas são responsáveis ​​por uma compressão geral da Zona Axial de 20%, o que se traduz em cerca de 10 a 20 km de encurtamento da crosta. Como resultado, a Zona Axial foi comprimida em uma pilha antiformal voltada para o sul .

A Zona Axial desaparece no Haut Béarn como uma periclina sob a cobertura sedimentar do Cretáceo Superior apenas para reaparecer nas elevações do embasamento de Aldudés - Quinto Réal , o extremo sul dos maciços do embasamento basco. No leste da Zona Axial torna-se downfaulted em Neogene e Quaternário grabens de Catalunha Norte e, finalmente, desaparece debaixo do Mediterrâneo.

A seção central e leste da Zona Axial é delimitada ao norte pela Falha dos Pirenéus Norte, um sistema de falhas reversas de imersão abrupta e marcante N 110. O traço da Falha dos Pirenéus do Norte torna-se cada vez mais difuso a oeste de Lourdes ; perto dos maciços do porão basco, parece ter sido deslocado para o sul por uma falha de chave inglesa e, em seguida, possivelmente continua na Espanha ao sul da Nappe de mármore basca e ao sul do Cinturão de Dobras Basco . Na Cantábria , chega finalmente à costa atlântica. O limite sul da Zona Axial está totalmente em território espanhol. É representado por uma falha reversa alpina ao longo da qual os sedimentos da Zona Sul dos Pirenéus são derrubados pela Zona Axial. No leste, a Zona Axial confina diretamente com nappes de representantes orientais das serras Marginales.

Zona Sul dos Pirenéus

Monte Perdido , uma unidade de impulso sedimentar interna da zona noroeste dos Pirenéus .

A Zona Sul dos Pirenéus consiste em uma sequência sedimentar Mesozóica-Eocena que se destacou da Zona Axial dentro dos horizontes evaporíticos do Médio ou Triássico Superior e, conseqüentemente, foi transportada para o sul. O embasamento desta sequência não aflora. O movimento para o sul foi "canalizado" por duas grandes falhas conjugadas, no oeste pelas dobras e impulsos mais ou menos com tendência norte-sul perto do rio Cinca (Mediano e Boltaña anticlinal), e no leste pelos anticlinais nordeste-sudoeste- tendências em falhas de chave de escalão no rio Segre . No último, o sistema de empuxo forma um leque emergente imbricado de recuo (empuxo para trás) que se desenvolveu durante o último Eoceno e início do Oligoceno. Devido à constrição, a cobertura sedimentar foi forçada a vários tombos internos, como exemplos a nappe do Monte Perdido e a nappe do Cotiella no noroeste. Mais centralmente posicionada está a Chapa de Encosto Bóixols, que continua mais para o leste na Chapa de Encosto Pedraforca (unidade superior). A Folha de Impulso de Bóixols é empurrada para trás, mas também substitui a Folha de Impulso de Montsec ao sul. Seus sedimentos atingem 5000 m de espessura e são principalmente do Cretáceo Inferior em idade. A lâmina de impulso Montsec se correlaciona com a unidade inferior da lâmina de impulso Pedraforca. Consiste em uma camada de pedra calcária do Cretáceo Superior com 2.000 m de espessura seguida por um conglomerado sintectônico, arenito e xisto do Eoceno Inferior e Médio.

Os impulsos internos naturalmente levaram a um aumento substancial na espessura. A Zona dos Pirenéus do Sul finalmente termina ao longo do Empuxo dos Pirenéus do Sul, onde a Folha de Empuxo de Montsec se sobrepõe às Marginales das Serras .

Os movimentos de empuxo que formaram um sistema de empuxo imbricado com bacias nas costas associadas ocorreram principalmente durante o Eoceno. As distâncias percorridas pelas folhas de empuxo ainda são debatidas, as estimativas variam de relativamente pequenas até 30 a 50 km.

Sierras Marginales

Mapa geomorfológico da Catalunha:

As Sierras Marginales (em espanhol: Border Ranges) são as Sierras Aragonesas e Serres Catalanes do sul dos Pré-Pirineus . Eles são, muito parecidos com a Zona dos Pireneus do Sul, formados a partir de uma sucessão sedimentar mesozóica-eocena, embora com uma espessura muito reduzida de cerca de 900 m. A sucessão compreende Keuper , Jurássico, bauxitas inconformáveis ​​do Cretáceo Inferior, Cretáceo Superior inconformável, Paleoceno em fácies Garumniano e Eoceno Inferior. Unidades das Sierras Marginales são responsáveis ​​por sucessões da Bacia do Ebro. Mais tarde, esses underthrusts foram, de forma inconformada, cobertos por sequências do Oligoceno e do Mioceno da Bacia do Ebro. A oeste, as Sierras Marginales são retransmitidas pela Folha de Impulso Jaca-Pamplona, que consiste em uma sucessão sedimentar Eoceno-Oligoceno mais jovem. Neste lençol de impulso a oeste do rio Gállego , as estruturas são simplificadas: nos Pirenéus Bascos e Cantábricos , a cobertura sedimentar é afetada apenas por longas e relativamente abertas linhas de dobra, que são ocasionalmente perfuradas pelo sal de Keuper. No leste, as Sierras Marginales são representadas pela lâmina de impulso de Port del Comte tectonicamente comparável e pela lâmina de impulso de Cadí , que são constituídas essencialmente por uma sucessão eocena.

As Sierras Marginales são derrubadas ao norte pela Folha de Impulso de Montsec da Zona Sul dos Pirenéus.

O fim dos movimentos de impulso direcionados para o sul era diacrônico e migrou de leste para oeste. Por exemplo, na Folha de Impulso de Cadí , os movimentos pararam há 34 milhões de anos (fronteira Eoceno / Oligoceno), enquanto na Folha de Impulso Jaca-Pamplona eles pararam até 23 milhões de anos atrás (Limite Oligoceno / Mioceno).

Foreland sul

O foreland sul do orógeno pirenaico é a Bacia do Ebro ou Bacia do Foreland do Ebro . Pode ser dividido em uma seção Foreland Dobrada do Sul no setor catalão do nordeste e uma seção principal plana basicamente indeformada ocupando o resto. Como a Zona Subpirenaica no norte, a Foreland Dobrada do Sul também foi afetada pelos movimentos de empurrão das Marginales das Sierras e seus representantes no leste. A intensidade de dobramento induzida diminui à medida que nos afastamos das frentes de empuxo até chegarmos à indeformada Bacia do Ebro. As tendências de dobra seguem mais ou menos a direção dos pireneus ou paralelas às frentes de empuxo, mas vire NE-SW perto do rio Segre (por exemplo, o anticlinal Oliana ).

A sucessão sedimentar na Bacia do Ebro mostra rochas paleozóicas na base, seguidas por camadas vermelhas do Cretáceo superior / Paleoceno inferior e calcários do Eoceno, margas marinhas e evaporitos do Eoceno Superior ( evaporitos Cardona ). O Oligoceno inferior é conglomerático e pro-gradua o sul em evaporito e depósitos lacustres. Na Foreland Dobrada Meridional, a série Paleogênica dobrada é inconformada sobreposta por camadas planas não marinhas do Mioceno e do Plioceno da Bacia do Ebro principal.

A Bacia do Ebro aprofunda-se em direção à Falha Frontal dos Pirenéus Sul, onde compreende 3.000 m de enchimento sedimentar. Isso reduz para 1.500 m perto da frente de impulso da Serra Marginales. A parte mais profunda da bacia com 5000 m de sedimentos está perto de Logroño, na sua extremidade mais noroeste.

Evolução do orógeno

Devido à sua evolução geológica policíclica, os Pirineus podem ser atribuídos a dois grandes ciclos orogênicos:

  • um ciclo pré-real.
  • um ciclo alpino.

Ciclo orogênico pré-pino

Pré-cambriano

Estudos estruturais e petrológicos em rochas metamórficas da Zona Axial e da Zona Norte dos Pirenéus foram capazes de comprovar a existência de remanescentes pré-cambrianos incorporados. Por exemplo, no embasamento do maciço Canigou e no soerguimento do Agly, foram descobertos os restos de um embasamento pré-cambriano (reconhecido por datação radiométrica em granitóides e por certas estruturas de origem tectônica), que foram posteriormente incorporados ao Variscan orógeno por movimentos tectônicos e o metamorfismo associado.

Os resultados radiométricos originais, entretanto, não foram confirmados pelo método SHRIMP (apenas idades Ordovicianas entre 477 e 471 milhões de anos foram encontradas). A origem cadomiana do porão é, portanto, incerta.

As rochas pré-cambrianas são principalmente gnaisses e meta-sedimentos de anfibolito e fácies granulito intrudidas por charnockitos .

Neoproterozóico e Paleozóico

As rochas metamórficas Cambro-Ordovicianas compreendem migmatitos de grau de fácies anfibolito superior, micaxistos com andalusita , cordierita e estaurolita de grau de fácies anfibolito inferior e filitos de grau de fácies xisto verde .

Os sedimentos epicontinentais psamíticos do Neoproterozóico e do Paleozóico Inferior são uma sucessão detrital muito espessa ( argilito - arenito ) essencialmente desprovida de fósseis . Esses sedimentos foram em grande parte posteriormente sobrepostos pela orogenia Variscana. Intercalados próximo à base da sucessão detrítica estão os carbonatos.

A sucessão (meta) sedimentar começa com o Grupo Canaveilles de 2000 a 3000 m de espessura no Ediacarian há cerca de 580 milhões de anos. Seus sedimentos consistem principalmente de folhelhos e grauvacas com riolitos e carbonatos intercalados . Dentro da Folha de Impulso de Cadí, calcários portadores de arqueocitídeos desenvolveram-se durante o Cambriano Inferior . No início do Cambriano Médio, o Grupo Canaveilles é substituído pelo Grupo Jujols , uma série flyschoid de 2.000 m de espessura que compreende xistos , xistos e siltitos intercalados com carbonatos e quartzitos. O Grupo Jujols é menos metamórfico do que o Grupo Canaveilles mesozonal. Sua sedimentação durou provavelmente até o Ordoviciano inferior .

Depois de um intervalo mais longo, até 100 m de Caradocian (fase ordoviciano 5 e 6) conglomerado seguimento discordantemente sobre o Grupo Jujols-o conglomerado Rabassa . Este é coberto por quase 500 m da Formação Cava , greywackes intercamadas e folhelhos contendo horizontes vulcânicos. A Formação Estana, com 200 m de espessura , é composta por calcários e folhelhos calcários. Seus calcários ordovicianos finais contêm uma fauna bentônica ( braquiópodes , briozoários , cistóides ), bem como conodontes . A sucessão termina com a Formação Ansobell mal estratificada (20 a 300 m), xistos escuros que carregam microconglomerados indicando um ambiente deposicional glaciomarino. A Formação Ansobell pode desenvolver uma discordância e às vezes segue diretamente na Formação Cava.

As rochas vulcânicas incluídas e os conglomerados sugerem condições tectônicas instáveis, que provavelmente estão conectadas com um estágio inicial da orogenia caledoniana ( fase taconiana ).

Durante o Rhuddanian ( Siluriano ), inicialmente 20 m de rochas quartzíticas, o Quartzito Bar , foram depositados, seguidos por 50 a 250 m de folhelhos escuros, grafíticos e contendo graptolitos . A espessura dos folhelhos pode aumentar no oeste para 850 m. Eles ocupam quase todo o Siluriano ( Aeronian até Pridoli ), documentado pelos graptólitos. Em sua seção superior ( Ludlow ), os folhelhos incorporam horizontes calcários e nódulos calcários (com conodontes, nautilóides , bivalves , crinóides e ostracodes ). Perto dos maciços bascos, a fácies calcária muda para uma fácies detrítica de areia intercalada e pedras de silte. Os folhelhos portadores de graptólito foram posteriormente metamorfoseados em ardósias de fácies anfibolito inferior . Eles formam superfícies de decote proeminentes .

O Devoniano é marinho e rico em fósseis ( espiriferídeos e trilobitas como phacops ). Consiste em seis áreas deposicionais (e uma riqueza de formações) que diferem consideravelmente em sua evolução sedimentar (especialmente nos Pirenéus Bascos). Geralmente, nos Pirenéus ocidentais, prevalece a fácies marinha rasa, enquanto que nos Pirenéus orientais predomina a fácies hemipelágica com solos altos ocasionais. O Devoniano tem espessuras altamente variáveis, sua sucessão de espessura de 100-600 m - e em alguns lugares 1400 - é composta de muitas fácies sedimentares diferentes, como grauvacas , calcários recifais e arenitos. Bastante distintos são os calcários e os calcários nodulares, com faixas de rosa a vermelho, azul ou verde, os chamados griottes do baixo Famennian . Também ocorrem xistos calcários e xistos pretos.

O Lochkovian consiste em xistos e calcários pretos e é muito rico em conodontes. Durante o Pragiano , formou-se uma cunha siliciclástica, o Quartzito San Silvestre da Formação Basibé . O período de Upper Givetian até Frasnian testemunhou pronunciadas diferenças litológicas e aumento das taxas de sedimentação. Na Baixa Frasnia, complexos recifais desenvolveram-se, mas ao mesmo tempo o material siliciclástico estava sendo entregue ao domínio ocidental, central e basco. No início da Idade Média , a sedimentação nos Pirenéus tornou-se mais uniforme novamente e até o final do Devoniano, foram depositados calcários contendo cefalópodes condensados ​​e monótonos ( calcários Griotte e calcários Supragriotte nodulares cinza a rosados ). Perto do final do Famennian, o primeiro hiati começou a aparecer, levando à completa emersão dos Pirenéus ocidentais no início do Mississippian . A discordância correspondente, que existe apenas nos Pireneus ocidentais, pertence a uma fase de deformação inicial da orogenia varisca ( fase bretã ).

Apenas nos Pirenéus ocidentais o Carbonífero Inferior (Mississippian) se distingue dos sedimentos Devonianos por uma discordância, começando como marinho com um leito de seixos de quartzo transgressivo . Em qualquer outro lugar, os calcários do Supragriotte são conformavelmente recobertos por sedimentos pré-orogênicos que começam com os Cherts Inferiores do Tournaisiano . Os Lower Cherts compreendem 50 m de cherts pretos com nódulos de fosfato intercalados com folhelhos pretos. Após um interlúdio de calcários cinzentos, nodulares e com goniatita , os Cherts Superiores foram depositados durante o Viséan - cinzas ou verdes, às vezes intercalados com piroclásticos e terminando com calcários nodulares cinzentos.

O Mississippian posteriormente se transforma em sedimentos sinorogênicos detríticos de quase 1000 m de espessura da fácies de Kulm . Uma exceção são os Pirenéus ocidentais, onde, durante o Serpukhovian , calcários laminados cinza-escuros precedem o Kulm. Os sedimentos diacrônicos de Kulm são uma intercamada tipo flysch ( turbiditos ) de arenitos e folhelhos escuros - arautos dos movimentos tectônicos Variscan. Eles também contêm camadas de calcários hemipelágicos, conglomerados, brechas carbonáceas, bem como olistolitos . A sedimentação da fácies Kulm começou no Leste já na fronteira Viséan / Serpukhovian ( Namurian ), mas a oeste do rio Gallégo, ela começou apenas no início do Pennsylvania (Upper Westphalian, Bashkirian ). Nos Pirenéus Bascos, a sedimentação Kulm perdurou no Moskovian . Os sedimentos Kulm foram depositados como depósitos de cânions na encosta continental ou como leques submarinos em uma proa migratória sudoeste do orógeno Variscan.

Orogenia Variscana

A orogenia variscana é expressa como uma importante discordância dentro da sucessão sedimentar paleozóica, geralmente localizada acima do Westfaliano Inferior ( baskiriano ) e abaixo do Estéfano ( Moscoviano ), mas às vezes já abaixo do Westfaliano Superior. Os movimentos tectônicos, portanto, aconteceram há cerca de 310 milhões de anos, datados de plantas fósseis.

O Alto Westfaliano mostra uma importante discordância em sua base e é constituído por conglomerados . O Moscoviano é representado por folhelhos preto-azulados, recobertos pela chamada Unidade Cinza do Kasimoviano ( Estéfano B) e as Camadas de Transição do Gzheliano (Estefânio C e Autuniano). Esses sedimentos são não metamórficos ou apenas fracamente metamorfoseados, enquanto os sedimentos abaixo da discordância experimentaram plenamente o metamorfismo variscano.

Os efeitos de longo alcance da orogenia variscana influenciaram o domínio pireneano de muitas maneiras. De importância primordial foram as tensões compressivas que dobraram os sedimentos paleozóicos. Desenvolveram-se várias gerações dobradas, às vezes sobrepondo-se umas às outras. Associadas às dobras estão as esquistossidades . Os sedimentos paleozóicos e seu embasamento pré-cambriano também foram metamorfoseados em condições de alta temperatura e baixa pressão ( HP / LT ). Em alguns lugares, a anatexe foi alcançada, um exemplo sendo o derretimento de alguns gnaisse pré-cambrianos do porão da Pré- Virisca junto com seus envolventes micaxistos . Outra conseqüência importante da orogenia foi o magmatismo orogênico tardio com granitóides ( granodioritos e granitos biotita ) principalmente ácidos, mas ocasionalmente também de composição básica. Entre esses granitóides estão corpos intrusivos profundamente arraigados, um tanto difusos, associados a migmatitos , mas também plútons típicos e bem definidos, muitas vezes subindo para os núcleos dos anticlinais dentro do cinturão variscano. O magmatismo principal perdurou de 310 a 270 milhões de anos (idades de resfriamento do final da Pensilvânia e início do Permiano). Um bom exemplo do magmatismo principal é o granodiorito Maladeta, com 280 milhões de anos .

Também foi importante o fraturamento em estágio final em condições frágeis. As fraturas em desenvolvimento provavelmente seguiram zonas fracas já iniciadas durante o Paleozóico. A direção principal dessas fraturas é WNW-ESE, a chamada direção dos Pireneus , um excelente exemplo sendo a Falha dos Pirineus do Norte. Essas fraturas desempenharão um papel decisivo durante o desenvolvimento posterior do orógeno.

Ciclo orogênico alpino

Compare também com: Bacia da Aquitânia - Evolução sedimentar

Pensilvânia, Permiano e Triássico Inferior

Pic du Midi d'Ossau , remanescente de um edifício vulcânico do Permiano

Os sedimentos depositados após a Fase Asturiana no Alto Westfaliano (Moscoviano) até o Triássico Superior podem ser considerados como molasse do orógeno Variscan que sofreu extensão em estágio final. Em meio-grabens 2500 de sedimentos acumulados no final do Carbonífero e em todo o Permiano, principalmente intercalados não marinhos e basáltico - rochas andesíticas . Formações detritais de afinidade lacustre com medidas de carvão durante o Stephanian ( Kasimovian e Gzhelian ) seguidas por arenitos vermelhos com restos de plantas durante o Permiano são produtos erosivos típicos de uma cadeia que não atingiu a estabilidade.

A Unidade Cinza do Kasimovian é uma sequência de tamanho de grão decrescente, começando com brechas e conglomerados e se transformando em arenitos e xistos carboníferos (o antracito é extraído perto de Campo de la Troya ). Também estão incluídas as camadas andesíticas que podem atingir espessuras significativas em alguns lugares. As Camadas de Transição também são uma sequência de tamanho de grão decrescente (conglomerados, arenitos e folhelhos carboníferos), mas, em vez de andesitos, incluem tufos e lavas riodacíticas . Eles se fecham com calcários lacustres contendo estromatólitos , carófitos e ostracodes.

As camadas vermelhas continentais do Permiano repousam de forma inconformada nas Camadas de Transição. Apresentam grandes variações em suas espessuras e chegam a 800 m, às vezes até 1000 m. Eles ocorrem principalmente nos Pirenéus Bascos e na Zona Axial. Como os sedimentos de Stephanian, eles foram depositados como sedimentos aluviais (como leques e em riachos efêmeros) e lacustres dentro de bacias transtensivas do orógeno Variscan.

As fraturas citadas foram decisivas na determinação da distribuição de fácies nesse intervalo. Eles também influenciaram a distribuição das erupções vulcânicas durante o Permiano, como o vulcanismo calcalcalino em Pic du Midi d'Ossau e os basaltos do País Basco. O gatilho para essas erupções vulcânicas provavelmente foram os primeiros movimentos violentos da Península Ibérica em relação à Placa Eurasiática.

Na Zona Axial, o Permiano pode ser subdividido em três séries sedimentares (de cima para baixo):

  • Série La Peña de Marcanton . Atinge uma espessura de 500 me é principalmente de granulação fina.
  • Série Pic Baralet . Até 300 m de espessura. É composto por conglomerados poligênicos com fragmentos de calcário paleozóico embutidos em arenito vermelho. A série é parcialmente inconformável na série Somport.
  • Somport series. Série geralmente de granulação fina que pode atingir 300 m de espessura e é composta de argilas vermelhas a roxas. Ele repousa de forma inconformada nas camadas de transição.

O detrítico Baixo Triássico ( Buntsandstein ) é muito semelhante ao Permiano. Atinge 400 a 500 m de espessura e é composta por conglomerados grosseiros, arenitos, psammites com restos vegetais ( Equisetites , Coniferomyelon ) e argilas verdes e vermelhas a roxas. Nesta época, a peneplanação do orógeno Variscan atingiu um estágio avançado e os espaços de acomodação sedimentar começaram a se alargar.

Triássico Médio até Jurássico Superior

As sucessões sedimentares do Triássico Médio ao Jurássico Superior são muito semelhantes em ambos os lados dos Pireneus.

Durante a época de Muschelkalk , o mar avançou novamente, mas alcançou apenas a Zona Norte dos Pirenéus e o País Basco. Os sedimentos resultantes deixados para trás são de 20 a 100 metros de calcários celulares dolomíticos, calcários fossilíferos cinzentos e calcários ondulados. No Triássico Superior ( Keuper ), a sedimentação se espalhou por todo o domínio dos Pirineus. Cerca de 220 milhões de anos atrás (durante o Carnian ) evaporitos se estabeleceram em lagoas e grabens - variegadas, gesso - argilas ricas em ferro, gesso, anidrita , margas dolomíticas, dolomitas, sal-gema , bem como sais de potássio e magnésio ocorrem. Os evaporitos serviram posteriormente como grandes horizontes de decolagem. No limite, superior triássica / Hettangian doleritic toleítos ( Ophites ) formados na Pirinéus e na bacia do sul Aquitaine, indicando mais movimentos ao longo das zonas de fractura (erupções submarino fissuras e soleiras em não solidificada sedimentos Keuper ).

A sedimentação durante o Jurássico é caracterizada pelo crescimento de uma plataforma carbonática. Os sedimentos são principalmente depósitos epicontinentais de caráter lacustre, bem como calcários, margas e dolomitos com faunas marinhas ou litorâneas. A bacia estava sob tensão durante este período e, como resultado, longas estruturas horsts e graben de diferentes taxas de subsidência foram criadas seguindo mais ou menos a tendência das fraturas Variscan. Seu lado norte é circundado pela plataforma aquitaniana relativamente estável. A bacia provavelmente é causada por afinamento da crosta que se infiltra no domínio do Atlântico.

O Lias começou com uma transgressão que é mais importante do que os avanços dos mares de Muschelkalk e Keuper. Sua espessura total varia entre 150 e 400 m. O nível do mar continuou subindo durante o Hettangian e calcários fossilíferos foram depositados; esta tendência se reverteu posteriormente em uma regressão deixando evaporitos (sal-gema e anidrita com algumas camadas intermediárias calcárias). Na borda da bacia e nos Pirenéus orientais, estabeleceram-se calcários argilosos e dolomitas em faixas com camadas de anidrita; as dolomitas transformadas após a dissolução da anidrita em brechas monogênicas. A regressão continuou durante o Sinemuriano Inferior , sedimentando calcários e dolomitos com faixas intra e supramarés. No Sinemuriano Superior (Lotharíngeo), as condições de mar aberto se estabeleceram devido a uma nova elevação do nível do mar; nas partes mais profundas da bacia, calcários fossilíferos se desenvolveram, enquanto, em terrenos altos, calcários oolíticos se acumularam. O Middle Lias ( Pliensbachiano ) começou transgressivo também com sedimentos detríticos de granulação fina, calcários a marinhos (oólitos ferruginosos, calcários fossilíferos e margas) que se transformam em margas. Nos Pirenéus orientais, argilas contendo pirita se formaram devido a um ambiente mal oxigenado; eles contêm uma fauna muito diversa de amonitas pertencentes ao domínio do sudeste francês, enquanto a população de amonitas no lado do Atlântico é bastante monótona. Durante o Alto Lias ( Toarcian ), o mar atingiu uma altura elevada, continuando com a sedimentação detrítica de granulação fina e depositando margas pelágicas negras ( marnes noires e xistes esquilleux ). Perto do final do Lias, as tendências regressivas tornaram-se perceptíveis.

A queda do nível do mar continuou até o Jurássico Médio . Perto de Pau, uma barreira de oólitos começou a crescer, estendendo-se ao norte até Poitiers . Ele dividiu a bacia sedimentar agora em dois domínios de fácies principais: um domínio ocidental mais profundo aberto para o Atlântico e submetido a sedimentação infratidal (calcários argilosos negros a azulados ricos em organismos bentônicos, microfilamentos e amonites) e um domínio oriental raso, fechado, com intertidal sedimentação (fácies carbonato variável como pseudo-oólitos e dolomitas bandadas, mas também evaporitos contendo anidrita). Esses sedimentos intertidais experimentaram uma forte dolomitização contemporânea . Perto do final do Jurássico Médio, os níveis do mar caíram ainda mais.

Jurássico Superior e Cretáceo Inferior

Durante o Jurássico Superior ( Tithoniano ) e especialmente durante o Cretáceo Inferior, ocorreram mudanças drásticas. A Península Ibérica começou a se separar do Maciço Armoricano em direção ao sul e em seu rastro o Golfo da Biscaia lentamente começou a se espalhar (com formação de crosta oceânica do Médio Albiano até o final do Coniaciano ).

A sedimentação no Malm (espessura total de 600 a 750 m) não aumentou até o Upper Oxfordian , o Lower Oxfordian raramente estando presente. O Upper Oxfordian de 100 a 150 m de espessura é representado a oeste da barreira de oólitos por sedimentos da plataforma intratidal (calcários argilosos a arenosos com pirita), enquanto, no leste, a dolomitização continua. Na época de Kimmeridgian , as diferenças de fácies foram atenuadas devido ao raso do domínio ocidental, resultando em calcários maciços, de granulação fina, pretos, litográficos e calcários platinados de granulação fina. Durante o Tithonian, surgiram fortes tendências regressivas que levaram a uma retirada completa do mar. No País Basco, o mar havia recuado já no final do Kimmeridgian. Durante as épocas de queda do nível do mar, as fácies evaporítica, dolomítica, lagunar e lacustre foram deixadas para trás.

Depois de um retrocesso do mar a sudeste no Berriasian através de um pequeno estreito a leste de Pau, que depositou 100 m de calcários entre as marés e uma fácies de borda detrítica arenosa a argilosa, a emersão começou durante o Neocomiano. Durante Valanginian e Hauteriviano vezes, margas argilosos em cima dos horsts emergiram foram transformadas sob ferralíticos condições climáticas em bauxites , as quais foram cristalizadas por transgressões posteriores. Depois de outra transgressão marinha do leste durante o Barremiano , as regiões de graben alongadas no domínio dos Pirineus receberam de 200 a 300 m de sedimentos da plataforma marinha da fácies Urgoniana , como dolomitas, calcários de algas , calcários foraminíferos e calcários rudistas . A fácies Urgoniana pode perdurar nos Corbières e na Zona dos Pirenéus do Sul até o Albiano. Com a queda do nível do mar no Barremiano Superior, pedras de argila pretas com pirita e calcários lagunares ricos em ostracodes e caráceos foram sedimentadas.

Após a fronteira Barremiana / Aptiana , marcada por outra elevação do mar, ocorreram mais quatro oscilações do nível do mar durante o Aptiano e o Albiano, originando uma acumulação de sedimentos muito significativa (em alguns locais até 3000 m). Devido ao afundamento de grabens no domínio do Atlântico, as massas de água do Atlântico e do Tétis se misturaram pela primeira vez. Os sedimentos Aptianos / Albianos são caracterizados pela interação competitiva entre material terrigênico e orgânico de granulação fina. A matéria orgânica é responsável pela formação de plataformas rasas construídas por rudistas , hexacorais e algas. No Alto Albiano, o material terrigênico predominou, e várias formações marinhas rasas de arenito parcialmente calcário foram depositadas. A região de origem do material detrítico era o domínio de Aragão / Pirineus que estava passando por um primeiro levantamento epirogenético . No mesmo contexto, os sedimentos do delta fluvial da Formação de Mixe foram transportados de sul, sendo os muito heterogêneos, conglomerados de Poudingues de Mendibelza de até 1000 m de espessura , interpretados como topset de uma frente delta.

Cretáceo superior

Pouco antes do início do Cretáceo Superior, o domínio pirenaico se separou no Albiano em dois reinos de fácies sedimentares muito diferentes. No extremo norte da Península Ibérica (na Zona dos Pirineus do Sul e na Zona Axial), carbonatos de plataforma estavam sendo depositados. Por causa de várias emersões, eles apresentam apenas espessuras muito reduzidas. Devido à transtensão na Zona dos Pirenéus Norte, desenvolveu-se uma bacia flysch com subsídio muito forte (Bacia dos Pirineus Norte), que segue essencialmente as zonas de fratura Variscan de tendência leste-oeste. A bacia foi aprofundando em direção ao Atlântico e rasando em direção ao leste, onde termina antes do rio Aude. É dividido pelos maciços do subsolo da Zona dos Pirenéus Norte em duas vertentes - uma vertente ao sul chamada sillon aturien , que recebeu até 2500 m de flysch ardoisier e uma vertente norte com o flysch noir . A bacia flysch é delimitada ao norte pela plataforma aquitaniana relativamente estável. Foi formado provavelmente por um estreitamento extenso da crosta terrestre que penetrou do lado do Atlântico.

Simultaneamente à transtensão, ocorreu o Metamorfismo dos Pirenéus caracterizado por alto fluxo de calor (picos de temperatura foram 500-600 ° C), mas pressões relativamente baixas ( HT / LP-metamorfismo ). Sob essas condições, novos minerais como biotite , diopside e scapolite cresceu. O metamorfismo é diacrônico e foi datado radiometricamente no leste da Zona dos Pirenéus Norte como Albiano, enquanto no País Basco a oeste (por exemplo, na Nappe de Mármore Basco) foi datado apenas como Campaniano . É possível que o metamorfismo tenha durado de forma mais branda até o final do Cretáceo ou mesmo o início do Eoceno.

Duas grandes fases deformacionais com o desenvolvimento de esquistossidades (Alto Albiano até Baixo Cenomaniano e Santoniano até Maastrichtiano ) afetaram o domínio pireneu durante o Cretáceo Superior expressando-se como inconformidades no registro sedimentar. A bacia flysch foi encurtada e na borda norte da Península Ibérica, uma cunha orogênica se formou que se moveu lentamente para o foreland do norte. Como consequência, a bacia flysch recebendo os produtos erosivos da cunha foi forçada a migrar para o norte também (mudança durante o Santoniano do centro de subsidência da Bacia dos Pirineus do Norte para a Bacia Subpirenaica). A Bacia Subpirenaica foi consequentemente preenchida por 1000 a 4000 m de flysch à fucoides .

As zonas de fratura Variscan estiveram ativas durante todo o Cretáceo Superior e influenciaram decisivamente as distribuições de fácies sedimentares. Esta atividade foi ainda sublinhada pelo magmatismo alcalino que durou do Médio Albiano até o final do Coniaciano; assim, no oeste da Zona dos Pirenéus Norte, as lavas basálticas submarinas extrudaram, enquanto mais a leste no Béarn e no Bigorre, diferentes tipos de rochas magmáticas invadiram os estratos do Cretáceo Superior.

Cenozóico

As sequências sedimentares do Paleoceno destacam as diferenças entre os Pirenéus orientais e ocidentais. No oeste, a fácies da plataforma marinha continuou e a bacia flysch continuou a afundar. No leste, foram estabelecidas as camadas continentais vermelhas da fácies Garumniana (cuja deposição começou já no final do Cretáceo), principalmente as fácies aluvial e paludial. Ao mesmo tempo, os primeiros encurtamentos e elevações tectônicas afetaram os Pireneus orientais.

Nos Pirenéus ocidentais, a sedimentação marinha também continuou durante o Eoceno . Em duas bacias que afundam em ambos os lados da cadeia atual, calcários, margas, arenitos foraminíferos e arenitos com uma fauna bêntica foram sedimentados. As sucessões sedimentares do Eoceno ao longo da borda norte francesa dos Pirenéus (na Zona Norte dos Pirenéus) são bastante estreitas e cheias de mudanças de fácies. Lá, transgressões e regressões de curta duração podem ser seguidas no Languedoc . Durante o Ypresian , os primeiros conglomerados começam a ser entregues.

Essa formação conglomerática muito espessa, chamada de Poudingues de Palassou, é o indicador da fase orogênica mais importante no domínio dos Pireneus, a Fase Principal dos Pirineus , que foi acompanhada por deformações e elevações muito fortes. Os conglomerados são posteriormente recobertos de forma inconformada por estratos do final do Eoceno, portanto, a fase orogênica pode ser atribuída ao intervalo Ypresiano / Lutetiano , ou seja, cerca de 50 a 40 milhões de anos atrás.

No lado sul dos Pirenéus, na Catalunha, as formações conglomeráticas dobradas foram datadas como lutetianas superiores a Bartonianas , representando o intervalo de 44 a 37 milhões de anos atrás. Eles também são recobertos de forma inconformada por sedimentos do final do Eoceno contendo uma fauna continental.

A fase principal dos Pirenéus se manifestou em ambos os lados da zona axial como falhas reversas e impulsos com deslocamentos bastante grandes. Os movimentos foram dirigidos do lado francês ao norte e do lado espanhol ao sul. Mas seu arranjo espacial não era simétrico; o lado espanhol, por exemplo, tem estruturas de imersão muito mais baixas. A falha e o empuxo interromperam não apenas a cobertura sedimentar mesozóica e paleogênica, mas também grandes partes do embasamento variscano. O porão falhou não apenas rigidamente nos sistemas de fratura do Paleozóico, mas também sofreu intensas deformações alpinas em torno de heterogeneidades e anisotropias em seu tecido estrutural.

Fases deformacionais de menor importância seguiram a Fase Principal dos Pireneus, todas contribuindo para o aparecimento final do orógeno. Na margem norte da Bacia do Ebro, perto das Marginales das Sierras, por exemplo, o Oligoceno dobrado é coberto de forma inconformada por um Mioceno detrítico plano de origem continental. Isso aponta para outra fase deformacional no final do Oligoceno, cerca de 25 milhões de anos atrás.

Após o início do Mioceno, o orógeno elevado sofreu erosão severa, expressa por enorme melaço sendo derramado nas bacias do foreland, como por exemplo a Bacia da Aquitânia. No Plioceno , uma nova elevação começou, levando à formação de enormes leques aluviais na frente da montanha, um exemplo notável sendo o leque aluvial Lannemezan . Outra conseqüência importante da elevação foi a peneplanação . Vários níveis de peneplanação foram encontrados em alturas muito diferentes (3000 a 2000 m na Zona Axial, perto de 1000 m no Pays de Sault, perto de 400 m no maciço de Agly e a 100 m nos Corbières). Eles geralmente tornam-se mais baixos no leste, com várias elevações no final do Oligoceno, no final do Mioceno ( peneplanação pontiana ) e no final do Plioceno ( peneplanação villafranchiana ).

Os sedimentos neógenos foram preservados nos Pirenéus principalmente em pequenos grabens perto do Mediterrâneo (perto de Cerdagne ). Os grabens também foram repetidamente inundados pelo Mediterrâneo, como exemplos os grabens próximos a Ampurdan e os grabens no Roussillon contendo uma fauna do Plioceno. Essas estruturas extensionais provavelmente devem sua existência a movimentos renovados nas fraturas de Variscan. A área vulcânica muito jovem perto de Olot provavelmente tem uma causa semelhante.

Geleira Ossoue e Pic Montferrat no maciço de Vignemale

Durante o Quaternário , os Pirenéus experimentaram várias glaciações , mas de muito menos intensidade do que, por exemplo, nos Alpes. Grandes geleiras avançaram através dos vales do Gave d'Ossau , Gave de Pau , Garonne e Ariège no lado norte da França. Hoje existem cerca de 20 geleiras verdadeiras menores, bem como cirques e remanescentes de geleiras (exemplos são a geleira Aneto, a geleira Ossoue no maciço de Vignemale e geleiras em Maladeta e Monte Perdido). Todas essas geleiras sofreram um grande recuo desde 1850 devido ao aquecimento global . A área total da superfície glaciar era de 45 km 2 em 1870, enquanto em 2005 restavam apenas 5 km 2 .

Evolução geodinâmica

Os Pirineus experimentaram uma evolução geológica muito longa com múltiplas orogenias . Restos crustais neoproterozóicos (Canigou, Agly) sugerem possíveis domínios Cadomianos . As indicações para os movimentos caledonianos são um pouco mais claras (conglomerados e rochas vulcânicas no Ordoviciano). Durante a orogenia varisca na Pensilvânia, a Zona Axial e a Zona dos Pirenéus do Sul tornaram-se parte integrante do que viria a ser o microcontinente Ibéria. As Sierras Marginales faziam parte do Bloco Ebro , uma seção do nordeste da Península Ibérica. A aparência da Zona Norte dos Pirenéus ainda é incerta, mas a Zona Subpirenaica certamente fazia parte do microcontinente Aquitânia . A Península Ibérica e a Aquitânia ficavam no lado sul do Impulso Variscano do Sul e, portanto, constituíam o foreland do orógeno Variscano. Ambos os microcontinentes se originaram da margem norte do Gondwana .

No final da orogenia variscana, a Península Ibérica ainda estava conectada ao noroeste da França (o Maciço Armoricano ) e muito provavelmente era um prolongamento do noroeste da Aquitânia. Seus movimentos posteriores foram vitais para o ciclo alpino da orogenia pirenaica. Isso é aceito pela maioria dos geólogos, mas os detalhes dos movimentos de Iberia ainda são incertos.

Durante o Jurássico Superior , uma fenda estava se propagando do Atlântico Central em expansão ao longo da margem continental do noroeste da França em direção à Aquitânia . Isso provavelmente aconteceu já no Tithonian . Como consequência, a fenda cravou a Península Ibérica ao sul e a separou do Maciço Armoricano. Na esteira, a crosta continental foi diluída e, finalmente, a crosta oceânica começou a se formar no Aptiano Médio - a abertura do Golfo da Biscaia estava em andamento. A oceanização final do Golfo da Biscaia foi alcançada na época de Santoniano / Campânia (cerca de 84 milhões de anos atrás, como testemunhado pelo cronômetro de polaridade magnética C 34). Estudos paleomagnéticos também mostram uma rotação de 35 ° no sentido anti-horário da Península Ibérica. O movimento de deriva da Ibéria havia tomado todo o Cretáceo Inferior. Devido ao movimento de rotação, a borda nordeste da Península Ibérica começou a interferir com a Aquitânia, criando primeiro pull-aparts transtensionais ao longo da Zona Norte dos Pirenéus no Médio Albiano . O afinamento da crosta terrestre associado ao processo de rifteamento transtensional levou ao metamorfismo HT / LP na Zona dos Pirenéus Norte, seu início sendo datado de cerca de 108 milhões de anos atrás. Ao mesmo tempo, os lherzólitos foram finalmente colocados. O movimento transcorrente ao longo da zona de separação dos Pireneus do Norte também foi acompanhado por magmatismo alcalino que durou do Médio Albiano até o final do Coniaciano . A lenta progressão do metamorfismo para oeste parece implicar um grande cisalhamento sinistral entre a Península Ibérica e a Aquitânia, estimado como um deslocamento de cerca de 200 km (o metamorfismo atingiu o País Basco há apenas cerca de 80 milhões de anos no Campaniano ).

No início do Turoniano, há cerca de 90 milhões de anos, o regime transtensional havia terminado e foi substituído pela compressão . A rachadura na Bacia Basquo-Cantábrica, dos Pirineus do Norte e Subpirenaus parou e a inversão da bacia começou; falhas tensionais eram então usadas como impulsos. Esta primeira fase de compressão bastante fraca com taxas de encurtamento muito baixas (menos de 0,5 mm / ano) durou até o final do Thanetian . No lado espanhol do orógeno, as primeiras lâminas de empuxo foram colocadas (lâminas de empuxo Pedraforca Superior, Bóixols e Turbón).

Em Ilerdian e Cuisian vezes ( Paleoceno / Eoceno fronteira, Thanetian / ypresiano , cerca de 55 milhões de anos atrás), os Pirinéus sofreu compressão muito forte na crosta superior, trazendo sobre zoneamento real do orogen e organização estrutural. O orógeno foi espremido em uma estrutura semelhante a um leque assimétrico devido à subducção abortada de Iberia sob Aquitânia. Isso é inferido do comportamento da descontinuidade de Mohorovicic, que na Falha dos Pirenéus Norte abruptamente salta de 30 para 50 km de profundidade. Esta fase principal dos Pirenéus durou até cerca de 47 milhões de anos atrás (início do Lutetiano ), apresentando altas taxas de encurtamento de 4,0 a 4,4 mm / ano e instalando, por exemplo, as lâminas de empuxo Lower Pedraforca e Montsec.

Após a Fase Principal dos Pirenéus , outras fases de deformação compressional seguiram durante o Oligoceno e o Plioceno . Desde o Neógeno , o orógeno exibe colapso pós-cinemático (estruturas graben na sua extremidade oriental, vulcanismo perto de Olot) associado à extensão do Golfe de Lion e à abertura do Valência . O orógeno ainda sofre forte erosão (desde o Eoceno), movimentos isostáticos, extensão pós-cinemática e até mesmo compressão renovada (nos Pirenéus ocidentais) que pode causar terremotos de tamanho médio (um terremoto de magnitude 5,1 perto de Arudy em 1980 avec une magnitude de 5,1, près summary]) </ref> e um terremoto de magnitude 5,0 em 2006 perto de Lourdes e outros terremotos históricos que até destruíram partes de vilas, por exemplo, um terremoto de magnitude ≥ 6,0 perto de Arette em 1967, onde 40% dos edifícios foram danificados e a torre da igreja desabou).

Interpretações estruturais

A supracitada organização estrutural assimétrica em forma de leque e flor do orógeno dos Pirenéus foi até agora interpretada da seguinte forma:

  • como uma estrutura colisional quase vertical com as falhas de empuxo enraizadas em falhas verticais.
  • como um orógeno alóctone, com a Península Ibérica sobre a placa da Eurásia, ou seja, a Aquitânia .
  • como um orógeno alóctone, com Aquitânia tendo substituído a Ibéria. Presume-se que as falhas verticais achatam em profundidade.

As opiniões atuais favorecem a subdivisão de Iberia sob Aquitânia; esta interpretação parece ser apoiada pelos resultados da sísmica profunda (ECORS) e perfis magnetotelúricos através do orógeno.

As estimativas do encurtamento geral em todo o orógeno dos Pirenéus estão principalmente entre 100 e 150 km. Usando os dados ECORS, Muñoz (1992) chega a 147 km de encurtamento com a subducção da crosta média e inferior ibérica ocupando cerca de 110 km. Outras interpretações dos dados ECORS levaram ao reconhecimento de uma crosta ibérica de 50 km de espessura que estava subdividindo-se sob a crosta aquitaniana de 30 km de espessura. Como consequência, um nível de descolamento intracrustal de baixo ângulo formou-se a 15 km de profundidade, acima da crosta ibérica média e inferior subduzida. Ao longo desse destacamento, as rochas que agora compõem a Zona Axial, a Zona Sul dos Pirenéus e as serras Marginales estavam deslizando para o sul e gradualmente subindo para a superfície. Com a constrição contínua, a Zona Axial se dobrou em uma pilha antiformal voltada para o sul . Perto do final da subducção, um retrocesso iniciou perto do traço real da Falha dos Pirenéus do Norte, que estava cortando para cima na crosta aquitaniana, utilizando sua natureza previamente diluída e falhada. Quando o processo de subducção foi finalmente bloqueado, partes da Zona Axial do Norte e da Zona dos Pirenéus do Norte com fragmentos da crosta inferior e lherzolitos prensados ​​entre eles foram empurradas para o norte sobre a Zona Subpirenaica.

Veja também

Referências

Fontes

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