Geología de los PirineosDe Wikipedia, la enciclopedia libre

El Pirineo forma parte del gran sistema orogénico alpino . Este kilometro 430 de largo, aproximadamente

de este a oeste sorprendente cadena montañosa intracontinental divide Francia , España y Andorra .

[1] Tiene una evolución prolongada, policíclicos geológica que data del Precámbrico . Configuración

actual de la cadena se debe a la colisión entre el microcontinente Iberia y el promontorio al sudoeste de

laplaca europea (es decir, el sur de Francia). Los dos continentes se acercaban uno al otro desde el

inicio del Cretácico superior ( Albiense / Cenomaniense ) alrededor de 100 millones de años y fueron

consecuencia de chocar durante el Paleógeno ( Eoceno / Oligoceno ) de 55 a 25 millones de

años. Después de su levantamiento, la cadena experimentó una intensa erosión y reajustes

isostáticos . Una sección transversal a través de la cadena muestra un asimétrico flor-como la estructura

con pronunciadas caídas en el lado francés. Los Pirineos no son únicamente el resultado de fuerzas de

compresión , pero también muestran un importante sinistral esquila .

Contenido 

 [hide] 

1 arreglo Geográfica

2 Organización estructural del orógeno

o 2,1 del Norte antepaís

o 2.2 Zona Subpyrenean

o 2.3 Zona Norte del Pirineo

o 2,4 axial Zona

o 2.5 Zona Sur del Pirineo

o 2.6 Sierras Marginales

o 2.7 el sur de antepaís

3 Evolución del orógeno

o 3,1 prealpinos orogénico ciclo de

3.1.1 Precámbrico

3.1.2 Neoproterozoico y Paleozoico

3.1.3 orogenia hercínica

o 3,2 Alpine orogénico ciclo de

3.2.1 Pensilvania, Pérmico y Triásico Inferior

3.2.2 Triásico Medio hasta el Jurásico Superior

3.2.3 Jurásico Superior y Cretácico Inferior

3.2.4 Cretácico Superior

Cenozoico 3.2.5

4 Evolución geodinámica

5 interpretaciones estructurales

6 Véase también

7 Referencias

8 Fuentes

[ editar ]arreglo Geográfica

Los Pirineos sensu stricto en un tramo westnorthwest-eastsoutheast dirección (N 110) más de 430 km

de la Bahía de Vizcaya , en el oeste hasta el Golfo de León y el Golf de Roses , en el este, su anchura a

través de la huelga oscila entre 65 y 150 km. Se limita al norte por el Frente Norte de los Pirineos ( en

francés: Frente Nord-los Pirineos, también del Norte del Pirineo frontal de culpa o NPFF), una

importante falla de empuje a lo largo de las unidades de la Zona Norte de los Pirineos han sido

transportados por la zona Subpyrenean , parte más al sur de la Cuenca de Aquitania , el norte

de antepaís . Su límite sur es el sur de los Pirineos Falla Frontal . Aquí, las rebanadas de empuje de

las Sierras Marginales y sus equivalentes laterales se desplazan hacia el sur sobre la cuenca del Ebro .

Sin embargo, en una más grande, el sentido geológico más significativo de los Pirineos continúan hacia

el oeste en el País Vasco y las montañas cántabras (la cadena de Vasco-Cantábrica). Finalmente

desaparecen a lo largo del margen continental de Asturias . Del mismo modo, en el este, no se

desvanecen en el Mediterráneo, sino que persiguen y no su curso a través de las unidades de lámina

vertiente de las Corbières en Bas Languedoc- e incluso en el sur de Provenza . En su extremo oriental

en la Provenza, las tendencias típicas del Pirineo veces se superponen las estructuras alpinas para

finalmente ser cortado por el arco del los Alpes Occidentales . La cadena de los Pirineos en el sentido

más amplio es casi 1000 km de largo.

[ editar ]Organización estructural del orógeno

Un perfil a través de la stricto sensu Pirineo muestra un abanico de flores como el arreglo. La estructura

es fuertemente asimétrico, con una empinada y estrecha el lado norte de Francia y una mucho más

amplia y más inclinado suavemente de lado el sur español.

El orógeno de doble cara se puede dividir en varias zonas tectónicas, de norte a sur, que están limitados

por este-oeste con rumbo fallas principales: [2]

Antepaís del Norte - Aquitania Cuenca

Subpyrenean zona  o cuenca Subpyrenean .

Zona Norte del Pirineo  .

Zona Axial  .

Zona Sur del Pirineo  .

Sierras Marginales  .

Sur del cabo - Cuenca del Ebro

A lo largo de la huelga, el orógeno pirenaico se puede dividir en tres ámbitos distintos: un dominio de

este se extiende desde el Mediterráneo hasta el río Segre , un dominio central que se extiende desde el

río Segre a la Falla de Pamplona , y un dominio del oeste más allá de la Falla de Pamplona.

[ editar ]antepaís del Norte

Ver: Aquitania Cuenca (geología)

[ editar ]Zona Subpyrenean

La zona es geológicamente Subpyrenean parte de la cuenca de Aquitania, el promontorio del norte de

los Pirineos, y se vio envuelto en la orogenia pirenaica. La zona se dobló durante el Eoceno y el escalón

más en corrimiento por la Zona Norte de los Pirineos a lo largo del frente del norte del Pirineo. Estos

solevantamientos cambiar su carácter en el oeste y en el este del orógeno, donde se convierten

en lámina de agua-como , siendo ejemplos de la provincia de Bas Adour Nappe en el oeste y la lámina

de agua-Corbières, en el este. Este último continúa hacia el este a través de pliegues y cortes tectónicas

cerca de Saint-Chinian , a través de la tapa cerca de Montpellier para unirse al empuje del Sur

Provenza cerca de Sainte-Baume , que poco a poco desaparece al sur de Brignoles .

Dentro del estricto sensu Pirineo, la zona se compone de Subpyrenean del Cretácico Superior y muy

grueso Paleógeno sedimentos en afloramientos en la superficie. Los sedimentos muestran pliegues

simples, siguiendo una tendencia ONO-ESE.

El subsuelo, sin embargo, tiene una estructura mucho más complicada debido a la Triásico sal diapiros y

las orientaciones norte y convergentes. Oculto debajo de un más de 6.000 metros de espesor cubierta

mesozoica son, probablemente, más de 6000 m de Paleozoico rocas del basamento. La cobertura

mesozoica se compone de hasta 1500 m de Triásico, hace más de 500 m de Jurásico y más de 3000 m

de sedimentos del Cretácico.

La capa de hasta 500 m de espesor del Triásico Inferior ( Buntsandstein )

comprende conglomerados y brechas , marrones areniscas y argilitas , las lutitas y limolitas . El Triásico

Medio ( Muschelkalk ) puede alcanzar un espesor de 400 metros y muestra lutitas limosas, los depósitos

evaporíticos y dolomíticos micritas . El máximo de 500 m de espesor del Triásico

Superior Keuper depósitos están formados por carbonato de ricos-los sedimentos, sal , limolitas, con

intercalaciones de ofítica diabasas o olivino doleritas . Los menores Lias es una secuencia

transgresiva con un máximo de 200 m de la no-marinos de piedra arenisca, cerca de la costa del mar de

piedra caliza y evaporitas. A pelágicos la fauna en la parte superior sugiere que las condiciones marinas

abiertas. Los Lías medio y superior constan de 230 m de sedimentos superficiales de la plataforma

marina (piedra caliza bioclásticas, calizas arcillosas y calizas micríticas). Durante el Jurásico Medio ,

una barrera caliza , compuesta principalmente de micritas arcillosos, se separa una plataforma externa

de una plataforma interna. El Jurásico superior ( Malm ) los depósitos son principalmente lutitas y

carbonatos. Cerca del final de los ambientes del Jurásico, restringidos se establecieron con dolomicritas,

calizas bandeadas y evaporitas. La capa del Cretácico Inferior se inicia con areniscas, pizarras, calizas

y calizas de brechas en el Neocomiano, seguido por Barremiano margas y calizas. En la parte

inferior Aptiano , areniscas, lutitas, arena margas y calizas se establecieron. El Aptiense superior y

el Albiano son principalmente margas y calizas. El Cretácico Superior incluye un litoral Turoniano con

areniscas y calizas arenosas. A principios de la Senoniano ( Campaniano ), una profunda depresión se

había formado (la cuenca del Subpyrenean) que recibieron una muy gruesa flysch secuencia. El

Campaniano y Maastrichtiano flyschs comprenden desde 2000 hasta 3000 m de las multas

periódicamente intercaladas (margas y lutitas calcáreas y lutitas ) y los sedimentos más gruesos

(conglomerados, areniscas y grauvacas ). Cerca del límite K / T, la cuenca se llenó de Subpyrenean

continentales depósitos rojos en Garumnian facies incluso incluyendodinosaurios huevos en unos pocos

lugares. En este punto, la Cuenca del Subpyrenean sufrió pliegues que acompañado de un

débil metamorfismo .

Sobre el Albiano y antes del inicio de la Campania, las rocas volcánicas se producen

incluyendo basáltica lavas , spilite y diabasa, sino también las rocas piroclásticas , como tobas , tobas

lapilli, brechas volcánicas y aglomerados . Las rocas volcánicas pueden ser atravesados

por lamprophyre diques .

En Paleoceno / Eoceno veces, el mar transgredido desde el Atlántico hasta la cuenca Subpyrenean que

se comportó como un downwarp el lento aumento Pirineo inmediatamente al sur. Un gran espesor (2000

a 3000 m) la sucesión de sedimentos de grano fino detríticos o calcáreos fue depositado. La

sedimentación se detuvo en el Eoceno tardío, debido a la compresión mayor (fase principal del Pirineo).

En las inmediaciones de la Falla de Muret , una falla lateral izquierda de desgarre y una prolongación de

la Falla de Toulouse , al sur, la zona Subpyrenean se puede dividir en dos mitades desiguales. La mitad

oriental entre los ríos Garona y el Aude se pueden separar en tres zonas diferentes (de norte a sur):

un promontorio del norte.

una zona plegada 10 kilometros de ancho. Su límite norte es el rango de los Pirineos Petits , que

están por encima de un impulso ciego. Esta zona se estrecha hacia el este y desaparece antes de

llegar al Aude. Los sedimentos constituyen un yeso del Triásico de soporte en la parte inferior

seguida de una interna empujó Jurásico y una secuencia de cubierta muy gruesa de Cretácico

Superior del flyschsedimentos.

una estrecha banda de flysch en el sur. Esta secuencia flysch bastante gruesa también se depositó

en el Cretácico Superior. Fue levantada en una posición casi vertical por movimientos con fuerza en

el Frente Norte de los Pirineos, y ahora constituye el flanco sur de volcado de una

asimétrica sinclinal .

En la mitad occidental, sólo el antepaís norte está presente, sino que se compone de doblado con

cuidado, pero fuertemente articulados , epicontinentales mesozoicas sedimentos cubiertos y ocultados

porMioceno melaza sedimentos. El este-oeste y noroeste-sureste en huelga de conjuntos veces

interfieren y se cortan por el noreste con rumbo faltas. En el subsuelo, diapiros triásicos de sal también

están presentes.

En el norte al este del cabo de la Aude, el Paleozoico sótano de la elevación de la Mouthoumet parece,

un horst inclinada hacia el sur y cubierta por continentales del Eoceno estratos.

Los trenes de plegado de la Zona Subpyrenean se interrumpen en el Languedoc-Bas por la falla de

Cévennes , un gran lateral izquierdo huelga-deslizamiento de la falla .

[ editar ]Zona Norte del Pirineo

El norte de los Pirineos de la zona es bastante estrecha, por lo general sólo a unos 10 km de ancho,

pero se puede ampliar a 40 km. Se caracteriza por plegamiento muy fuerte. La zona es empujado hacia

el norte a lo largo del norte de los Pirineos frontal de su límite norte, en la Zona Subpyrenean. Este

movimiento de empuje comprime el antepaís corrimiento y, como resultado inducido plegado en la Zona

Subpyrenean. El norte de los Pirineos zona es en sí mismo corrimiento de la zona axial a lo largo

del fallo del Norte del Pirineo (NPF), un gran ángulo inverso de falla a la formación de su límite

meridional. La falla del norte del Pirineo se caracteriza por muy tensas milonitas . Las rocas en la zona

de soportar alineaciones horizontales, subrayando la importancia de la falla como una importante zona

de cizalla. En otras partes de la zona norte del Pirineo, la cepa de gradiente también es alta, pero la

dirección de estiramiento es generalmente vertical.

Los más de 6000 m de espesor del paquete sedimentario de la zona norte del Pirineo está formada por

Mesozoico (Jurásico y Cretácico) las rocas que han sido separados por encima de evaporitas del

Triásico superior y, posteriormente, se deslizó hacia el norte. En contraste con la Zona Subpyrenean, al

norte del Pirineo Zona contiene apenas Paleógeno. Triásico Superior (Keuper) pizarra y depósitos de

evaporitas localmente contienen intercalaciones de dolomías, tobas y diabasa (ofitas), estos depósitos

se comportan plásticamente y comúnmente forman una tectónica mezcolanza con los contactos que se

expresa como desprendimiento subcutáneo superficies. Desde el principio del Jurásico hasta el final del

Cretácico Inferior, una plataforma carbonatada de aguas poco profundas se desarrolló durante

estabilidad tectónica, con principalmente calizas que se sedimentan. El Albiano Medio testigo de un

cambio importante a la facies profundas condiciones marinas. Este cambio marca el inicio de la Cuenca

del Norte de los Pirineos , un canal de 400 km de pull-apart origen lleno de discordantes,

la turbidíticas sedimentos del flysch durante el Cretácico Superior. En el Albiano superior, esta cuenca

pull-apart se había dividido en una cubeta interior junto a la falla del norte del Pirineo, que acomodó

la Ardoisier Flysch y una externa a través hacia el norte ocupado por el Flysch negro. Más tarde, durante

el Turoniense y Coniaciense, la externa a través flysch recibió la llamada del Flysch à fucoides, una

sucesión muy gruesa de intercalaciones de lutitas calcáreas o margas arenosas y calcarenitas. Este

flysch es seguido por una serie regresiva en los Maastrichtiano margas de espesor (Marnes de Plagne)-

plataforma de calizas (Calcaires nankins), así como depósitos lagunares y lacustres. En total, la serie

Coniaciano-Maastrichtiano alcanza un espesor de 3000 m.

El basamento Paleozoico atraviesa la cubierta sedimentaria en varias en forma de almendra, Horst-

como levantamientos, su tamaño que van desde 1 a 300 km 2. Ejemplos de ello son los satélites de la

llamada macizos nord-pyrénéens (norte eleva sótano pirenaicos) entre Lourdes y Perpiñán , entre ellos

los siguientes y Rabat-les-Trois-Señores , además de varios levantamientos en el norte de País

Vasco .Estos levantamientos tienen un origen cizallamiento lateral izquierdo, y se inclinan hacia el norte,

al mismo tiempo que también muestran un componente de corte vertical. Ellos probablemente se

formaron en la orogenia hercínica . En los levantamientos del sótano, sobre

todo Precámbricos gneis y gneis granulitas (en el macizo de Agly), y del Paleozoico las rocas ígneas y

metamórficas se encuentran.

Una pequeña franja de máximo 5 km de ancho, justo al norte de la Falla del Norte del Pirineo

experimentado dinámicas y térmicas metamorfismo durante el Albiano / Cenomaniano alrededor de 110

millones de años (de alta temperatura / baja presión, "HT / LP" de tipo). Algunos dominios al norte de los

levantamientos del sótano se transformó también (por ejemplo, en la Bigorre y en las Corbières sur). El

metamorfismo fue isoquímico sin la introducción de elementos extraños y sólo afectó a las rocas

sedimentarias de cobertura que se transformaron en el mármol y el hornfels . El basamento Paleozoico

no se vio afectada, probablemente debido a su estado ya está deshidratado.

Lherzolite de la Zona Norte de los Pirineos, L'Étang De Lers, Ariège

Dispersos en la franja metamórfica varias ocurrencias de lherzolites (incluyendo su localidad

tipo en Lers ). Ellos se extruyeron desde el manto superior a lo largo de profundo alcance fallos. Los

lherzolites se asocian con anfibolitas , las piroxenitas y anfibolitas portadoras de peridotitas . Todas

estas rocas del manto están dispuestos en enjambres, el mayor afloramiento en Moncaup llegar a tan

solo 3 km 2. Están ampliamente distribuidos, que se encuentra desde Bearn hasta el final de Aude . Su

modo de colocación no se ha aclarado todavía, pero los siguientes factores:

asociado Jurásico y Cretácico inferior mármoles de la banda metamórfica.

granulitas de los levantamientos del sótano en los alrededores.

migmatíticas  kinzigitas .

la estrecha relación espacial con la falla del norte los Pirineos un poco más al sur.

lherzolite clastos sedimentarias se producen en los mármoles de la banda metamórfica, por lo que

los lherzolites debe ser mayor que el metamorfismo.

Dispersos dentro de la Zona Norte de los Pirineos también algunas apariciones de rocas

volcánicas . Ellos están intercaladas en los sedimentos de las Lias y del Cretácico Superior

( Aptiano hasta el Campaniano ) y se encuentran principalmente en el oeste (cerca de Tarbes ,

la Orthez , y en el País Vasco). Se componen de sílice infrasaturados spilites y picrites y sienitas

nefelina . Asociados rocas del dique son lamprofidos ( camptonites ymonchiquites ).

Otras características de interés son varias diferentes post-metamórficas brechas formaciones.

El norte de los Pirineos de la zona puede ser subdividida en tres subzonas delimitadas por grandes

fallas:

una sub-zona norte. Su cubierta sedimentaria se ha desprendido desde el sótano eleva más al

sur. Contiene flysch del Cretácico Superior.

una subzona intermedia. Aquí el sótano eleva afloran.

una sub-zona sur. Se vio afectada por metamorfismo y contiene los afloramientos de rocas

ultramáficas .

El norte de los Pirineos zona es atravesada por el oeste con dirección NNE-SSW-tendencias, lateral

izquierdo fallas de desgarre y luego se transforma en la faja plegada de el País Vasco. En el este,

continúa después de una curva cerrada en las Corbières la derecha en el sur de la Provenza. En el

extremo oriental, de noroeste a sureste en huelga del Mioceno trenes dobles de la Alpes occidentales y,

finalmente, empezar a interferir abrumar completamente a las estructuras del Pirineo Oriental.

[ editar ]Zona Axial

Maladeta , un macizo de granodiorita en la zona axial, con glaciares y sedimentos paleozoicos de cobertura

(delantero derecho)

La zona axial, también llamada zona axial primaria, es una cúpula de gran sótano del Precámbrico y el

Paleozoico (Primaria) rocas plegadas y se transformó durante la orogenia hercínica y la intrusión de la

última etapa de varisco granitoides . Todos los picos más altos de los Pirineos se encuentran en la zona

axial, de ahí el nombre.

Entre los granitoides varisco biotita son granitos ( Canigó , Quérigut Macizo ), las dos micas granitos

( Caillaouas macizo ) y granodioritas (Embajadas , Maladeta ). Los granitoides son intrusivos epizonales

principalmente de poca profundidad, pero las rocas y mesozonal catazonal también están

representadas.

Las altas elevaciones de la zona axial (generalmente por encima de 3000 m) son compensados 

isostáticamente por un aumento del espesor de lacorteza continental . Por ejemplo debajo del macizo de

la Maladeta, una zona de la raíz formada de manera que la discontinuidad de Mohorovicic se encuentra

allí a una profundidad de 50 km. Del mismo modo en la mayoría de los picos de la zona axial, una

negativa anomalía de la gravedad se puede detectar que lentamente desaparece hacia el este.

El sótano es atravesado por las principales este-oeste en huelga, las zonas finales de fractura varisco

que se reactivaron durante el ciclo de orogenia alpina. En la parte oriental de la zona axial, las fracturas

son por lo general en posición vertical, un buen ejemplo es el milonítica Falla Merens al Pic del Port

Vell, cerca de Mérens-les-Vals . En la parte occidental, las fracturas son más suave buzamiento hacia el

norte y se comportan como en escalón empuja dispuesto en un estilo de noroeste a sureste, a lo largo

de estas fracturas, el sótano de la zona axial cabalgamientos unidades sedimentarias del Mesozoico en

el sur. Buenos ejemplos son los ejes escalonadas en Eaux Chaudes , Gavarnie y el de Benasque -Las

Nogueras (en referencia a los tramos superiores de los ríos Noguera Ribagorzana y Noguera

Pallaresa ). Concomitante con los ejes, una esquistosidad desarrollada que afectó el sótano, así como la

cubierta sedimentaria implicando un origen alpino. Todas estas fracturas representan una compresión

global de la zona axial en un 20% que se traduce en aproximadamente 10 a 20 km de acortamiento de

la corteza. Como resultado, la zona axial fue comprimida en un sur-dirigidapila antiformal .

La zona axial desaparece en el Bearn Haut como Periclina por debajo de la cubierta superior del

Cretácico sedimentaria sólo para reaparecer en los levantamientos del sótano de Aldudes - Quinto

Real , la más meridional de los macizos del sótano vascos. En el este la zona axial se convierte en

downfaulted Neógeno y Cuaternario fosas tectónicas de la Cataluña Norte y, finalmente, desaparece

debajo del Mediterráneo.

La sección central y oriental de la zona axial está limitado al norte por la falla del norte del Pirineo, un

sistema de N 110-sorprendente, buzamiento inversa faltas. La traza de la Falla del Norte del Pirineo se

vuelve más y más al oeste difusa de Lourdes , cerca de los macizos del sótano vascos, parece que se

desplaza hacia el sur por una falla de la llave y luego, posiblemente, sigue en España al sur del Mármol

Nappe Vasco y el sur de la Cinturón Plegado Vasco. En Cantabria , que finalmente llega a la costa

atlántica. El límite sur de la zona axial se agota por completo en territorio español. Está representado por

un alpino inversa fallo por el que los sedimentos de la zona sur del Pirineo son corrimiento de la zona

axial. En el este, la zona axial colinda directamente con mantos de los representantes orientales de las

Sierras Marginales.

[ editar ]Zona Sur del Pirineo

Monte Perdido , una unidad interna de empuje sedimentaria del noroeste de la Zona Sur de los Pirineos.

La Zona Sur de los Pirineos se compone de una secuencia sedimentaria Mesozoica-Eoceno, que se ha

desprendido de la zona axial dentro de horizontes evaporíticos del Triásico Medio y Superior y, en

consecuencia fue trasladado hacia el sur. El sótano de esta secuencia no aflora. El movimiento hacia el

sur, fue "canalizado" por dos fallas principales conjugados, en el oeste por la más o menos de norte a

sur con rumbo pliegues y compresiones cerca del Cinca río (Mediano y Boltaña anticlinales), y en el este

de la-noreste-suroeste tendencia in fallas de desgarre en el escalónSegre río. En esta última, el sistema

de empuje forma un break-back (hindward protráctil) imbricados ventilador emergente, que se desarrolló

durante la última Oligoceno Eoceno y principios. [3] debido a la constricción, la cubierta sedimentaria se

vio obligado a varios cabalgamientos internos, los ejemplos es el lámina de agua del Monte Perdido y de

la lámina de agua de la Cotiella , en el noroeste. Más colocado en posición central es la hoja de empuje

Bóixols que continúa hacia el este en la hoja de empuje del Pedraforca (unidad superior). La hoja de

empuje Bóixols es hindward-empuje, pero también anula la hoja de empuje del Montsec hacia el

sur. Sus sedimentos llegar a 5000 m de espesor y son en su mayoría de edad Cretácico Inferior. La hoja

de empuje del Montsec se correlaciona con la unidad inferior de la hoja de empuje del Pedraforca. Se

compone de una capa de 2.000 m de espesor de la piedra caliza del Cretácico Superior seguido por el

Bajo y Medio Eoceno sintectónico conglomerado de arenisca y pizarra.

Los ejes internos naturalmente condujo a un aumento sustancial de espesor. La Zona Sur de los

Pirineos, finalmente termina por el empuje del Sur del Pirineo , donde la hoja de empuje del Montsec

anula las Sierras Marginales .

Los movimientos de empuje que forman un sistema de empuje imbricado con los

correspondientes cuencas a cuestas se llevó a cabo principalmente durante el Eoceno. Las distancias

recorridas por las hojas de empuje está siendo objeto de debate, las estimaciones van desde

relativamente pequeño para tanto como 30 a 50 km.

[ editar ]Sierras Marginales

Geomorfológico mapa de Cataluña:

  Pirineos  Pre-Pirineo  Catalán Depresión Central  Pequeñas cadenas montañosas de la Depresión Central  Catalán transversal Gama

  Catalán Prelitoral Rango  Rango Costero Catalán  Costero Catalán depresión y otras llanuras costeras y prelitoral

El Sierras Marginales ( español: Rangos de las fronteras) son la Aragonesas Sierras y Catalanes

Serres del sur del Prepirineo . Son, al igual que la Zona Sur de los Pirineos, formada por una sucesión

sedimentaria Mesozoica-Eoceno, aunque con un espesor muy reducido, de unos 900 m. La sucesión

comprendeKeuper , Jurásico, Cretácico Inferior discordantes bauxitas, discordante Eoceno Superior

Cretácico, Paleoceno en facies Garumnian, e inferior. Las unidades de las Sierras Marginales

underthrust sucesiones de la cuenca del Ebro. Más tarde estos fueron

underthrusts discordantemente cubierta por Oligoceno y elMioceno secuencias de la cuenca del

Ebro. Hacia el oeste, las Sierras Marginales son transmitidas por la hoja de empuje Jaca-Pamplona, que

se compone de un joven Eoceno-Oligoceno sucesión sedimentaria. En esta hoja de empuje al oeste

del río Gállego , simplificar las estructuras: en el País Vasco y en elCantábrico Pirineos, la cubierta

sedimentaria es afectada sólo por los trenes de largo de plegado y relativamente abierta, que se

doming, penetrados ocasionalmente por la sal del Keuper. En el este, las Sierras Marginales están

representados por la tectónica similar Sheeet Puerto de empuje del Comte y lahoja de empuje del

Cadí, que se compone esencialmente de una sucesión Eoceno.

Las Sierras Marginales son corrimiento en el norte del Montsec Hoja de empuje de la Zona Sur de los

Pirineos.

El fin de los movimientos de empuje soutward dirigía era diacrónica y migró de este a oeste. Por

ejemplo, en el Cadí Hoja de empuje, los movimientos dejó 34 millones de años (Eoceno / Oligoceno

límite), mientras que en la hoja de empuje Jaca-Pamplona se detuvieron tan tarde como 23 millones de

años (Oligoceno / Mioceno límite). [4]

[ editar ]Sur de antepaís

El sur de antepaís del orógeno pirenaico es la cuenca del Ebro o del Ebro Cuencas de antepaís. Puede

ser dividido en una sección meridional del cabo doblado en el sector noreste de Cataluña y,

básicamente, no deformada subhorizontal sección principal de tomar el resto. Al igual que la Zona

Subpyrenean en el norte, el sur del cabo doblado también se vio afectada por los movimientos de

empuje de las Sierras Marginales y sus representantes orientales. La intensidad de plegado inducida

disminuye los movimientos más lejos uno de los frentes de empuje hasta que uno llega a la cuenca del

Ebro sin deformar. Las tendencias veces siguen más o menos la dirección de los Pirineos o en paralelo

a los frentes de empuje, pero a su vez NE-SW, cerca del río Segre (por ejemplo, el anticlinal de Oliana).

La sucesión sedimentaria en la Cuenca del Ebro muestra las rocas paleozoicas en la base del Cretácico

superior seguido por / inferior camas rojas y calizas del Paleoceno Eoceno, marinos margas y evaporitas

superior del Eoceno (evaporitas Cardona). El Oligoceno inferior es conglomerática y las calificaciones

pro-hacia el sur en evaporitas y depósitos lacustres. En el sur del cabo doblado, la serie doblada se

Paleógeno en forma discordante por subhorizontal no marinas Mioceno y Plioceno los estratos de la

principal cuenca del Ebro.

La cuenca del Ebro se profundiza hacia el fallo surpirenaica frontal en el que consta de 3000 m de

relleno sedimentario. Esto se reduce a 1500 m cerca del frente de empuje de la Sierra Marginales. La

parte más profunda de la cuenca, con 5000 m de sedimentos está cerca de Logroño en su extremo más

al noroeste.

[ editar ]Evolución del orógeno

Debido a su evolución geológica policíclicos, los Pirineos se puede atribuir a dos ciclos orogénicos

principales:

un ciclo prealpinos.

un ciclo alpino.

[ editar ]prealpinos ciclo orogénico

[ editar ]Precámbrico

Estructurales y petrológico estudios en rocas metamórficas de la zona axial y de la Zona Norte de los

Pirineos fueron capaces de demostrar la existencia de remanentes incorporados del Precámbrico. Por

ejemplo, en el sótano del Canigó macizo y en el sótano de la elevación Agly, los restos de un

basamento precámbrico fueron descubiertos (reconocido por la datación radiométrica de granitoides y

ciertas estructuras de origen tectónico), que se incorporaron más tarde en el orógeno Varisco por los

movimientos tectónicos y el metamorfismo asociado.

Los resultados radiométricos originales fueron, sin embargo, no confirmados por el método de

CAMARONES (sólo Ordovícico edades comprendidas entre los 477 y 471 millones años fueron

encontrados). [5]El origen cadomiense del sótano es incierto.

Las rocas precámbricas son principalmente gneis y los sedimentos de los meta- anfibolita y granulita

facies invadido por charnoquitas .

[ editar ]Neoproterozoico y Paleozoico

Las rocas metamórficas Cambro-Ordovícico comprenden migmatitas de grado superior de facies

anfibolita, esquistos de mica con andalucita , cordierita y estaurolita de grado inferior de facies anfibolita,

yfilitas de la facies de esquistos verdes de calidad.

Los sedimentos epicontinentales, psammitic del Neoproterozoico y el Paleozoico Inferior son muy

gruesas detrítico ( lutita - arenisca ) la sucesión esencialmente desprovista de fósiles . Estos sedimentos

fueron en gran parte después sobreimpreso por la orogenia hercínica. Intercalados cerca de la base de

la sucesión detrítico son carbonatos.

La sucesión (meta) sedimentaria se inicia con la 2000 a 3000 m de espesor Grupo Canaveilles en

el Ediacariano alrededor de 580 millones de años. Sus sedimentos consisten principalmente de lutitas y

grauvacas con intercalaciones de riolitas y carbonatos. Dentro de la hoja de empuje del

Cadí archeocyathid portadores de calizas se desarrolló durante el Cámbrico Inferior . En el inicio del

Cámbrico medio, el Grupo de Canaveilles se sustituye por el Grupo Jujols , una serie de 2000 m de

espesor flyschoid que comprende esquistos , lutitas y limolitas intercaladas con carbonatos y

cuarcitas. El Grupo de Jujols es menos metamórfica que el Grupo mesozonal Canaveilles. Su

sedimentación duró, probablemente en la más baja del Ordovícico .

Después de una pausa más larga, de hasta 100 m de la Caradociano (etapa Ordovícico 5 y 6) el

conglomerado siga discordantemente al Grupo el Jujols Conglomerado Rabassa . Este está cubierta por

cerca de 500 m de la Formación Cava , areniscas intercaladas, y pizarras que contienen horizontes

volcánicos. Los 200 m de espesor Formación Estana está formada por calizas y lutitas calcáreas. Sus

Ordovícico final calizas contienen una bentónicos fauna ( braquiópodos , los briozoos y equinodermos ),

así como conodontes . La sucesión termina con el mal de capas Formación Ansobell (20 a 300 m),

esquistos oscuros que llevan microconglomerados que indican un ambiente deposicional

glaciomarine. La Formación Ansobell puede desarrollar una discordancia y, a veces se sigue

directamente a la formación Cava.

Las rocas volcánicas y conglomerados incluidos los pendientes alusión a las condiciones tectónicas, que

son probablemente relacionados con una etapa temprana de la orogenia de Caledonian ( Fase

Taconian ).

Durante el Rhuddanian ( Silúrico ), inicialmente de 20 m de las rocas cuarcíticas, la cuarcita de

Abogados , fueron depositados, seguido de 50 a 250 m de la oscuridad, de grafito ,

los graptolitos portadores de lutitas . El espesor de las lutitas puede aumentar en el oeste y 850

m. Ocupan casi todo el Silúrico ( Aeronian hasta Pridoli ), documentada por los graptolitos. En su parte

superior ( Ludlow ), las lutitas calcáreas y horizontes incorporar nódulos calcáreos (con

conodontos, nautiloides , los bivalvos , los crinoideos y ostrácodos ). Cerca de los macizos vascos, los

cambios de facies calcáreas en una facies detríticas de intercalaciones de arena y limo de las

piedras. Las lutitas graptolitos portadoras se transformó más tarde en una reducción de facies

anfibolita pizarras . Ellos forman prominentesdesprendimiento subcutáneo superficies.

El Devónico es marina y rica en fósiles ( spiriferids y trilobites como Phacops ). Se compone de seis

áreas de deposición (y una gran cantidad de formaciones) que difieren considerablemente en su

evolución sedimentaria (especialmente en el Pirineo Vasco). En general, en el Pirineo occidental, facies

marinas someras prevalecer, mientras que en los Pirineos orientales, facies hemipelágicos con

ocasionales tierras altas predominan. El Devónico ha espesores muy variable, su 100-600 m, y en los

lugares 1400-gruesa sucesión se compone de muchas diferentes facies sedimentarias como areniscas ,

losarrecifales calizas y areniscas. Muy distintiva son bandas de color rosa a rojo, calizas azules o verdes

y calizas nodulares, los Griottes los llamados de la parte baja Famenniano . Lutitas calcáreas y lutitas

negras también se producen.

El Lochkoviense consiste de lutitas y calizas negras y es muy rica en conodontos. Durante el Pragian ,

una cuña siliciclástica formada, la San Silvestre de cuarcita de la Formación Basibé . El período

deGivetiense superior hasta Frasniano testigo pronunciadas diferencias litológicas y mayores tasas de

sedimentación. En el Bajo Frasniano, los complejos de arrecifes desarrollados, sin embargo, al mismo

tiempo, el material siliciclástica se está entregando al dominio occidental, central y vasco. Al comienzo

de la Famenniano Medio , la sedimentación en los Pirineos se convirtió en más uniforme nuevo y hasta

el final del Devónico, monótonas, condensados cefalópodo portadores de calizas se

establecieron (calizas grises y Griotte de calizas rosadas, Supragriotte nodulares). Hacia el final de la

Famenniano, en primer lugar hiati comenzaron a aparecer llevando a la completa inmersión de los

Pirineos occidentales en el inicio de la Mississippi . La discordancia correspondiente, que sólo existe en

el Pirineo occidental, pertenece a una fase de deformación inicial de la orogenia hercínica ( Bretón de

fase ).

Sólo en el Pirineo occidental es el Carbonífero Inferior (Mississippi) distinguirse de los sedimentos del

Devónico por una discordancia, partiendo del mar con una transgresora de cuarzo -guijarro cama. En

cualquier otro lugar, las calizas se Supragriotte concordantemente por la pre-orogénicos sedimentos que

comienzan con los sílex más bajos de la Tournaisiense . Los sílex de Menores comprenden 50 m de

negros, fosfato de nódulos- sílex intercaladas con lutitas negras. Después de un interludio de gris,

nodular, goniatite portadores de calizas, los sílex superiores fueron depositados durante el Viseense -

sílex de color gris o verde a veces intercaladas con piroclastos y terminando con grises calizas

nodulares.

La Mississippi después de las modificaciones en los casi 1000 m de espesor de deyección, síndrome de

orogénicos sedimentos de los Kulm -facies. Una excepción son los Pirineos occidentales, donde,

durante el Serpujoviense gris, oscura, calizas laminadas preceder a la Kulm. Los sedimentos Kulm

diacrónicas son un tipo flysch ( turbiditas ) capas intermedias de areniscas y lutitas oscuras de los

precursores de los movimientos tectónicos varisco. También contienen capas de calizas,

conglomerados, hemipelágicos brechas carbonosos, así como olistoliths . La sedimentación de las

facies Kulm se inició en el Oriente ya en el límite Viseense / Serpujoviense ( Namurian ), pero al oeste

del río Gallego, que sólo comenzó a principios de la de Pensilvania (Alta Westfalia, Bashkirian ). En el

Pirineo Vasco, la sedimentación Kulm perdurado en el Moskovian . Los sedimentos fueron depositados

Kulm como depósitos del cañón en el talud continental , o como abanicos submarinos en un foredeep la

migración al suroeste de la orógeno Varisco.

[ editar ]orogenia hercínica

La orogenia hercínica se expresa como una discordancia importante dentro de la sucesión sedimentaria

paleozoica, normalmente se coloca por encima del westfaliano Baja ( Bashkirian ) y por debajo del

Estefaniense ( Moscoviense ), pero a veces ya por debajo del de Westfalia superior. Los movimientos

tectónicos por lo tanto, que sucedió alrededor de 310 millones de años, de las plantas fósiles.

La parte superior de Westfalia muestra una discordancia importante en su base y se compone

de conglomerados . El Moscoviense está representado por lutitas de color negro azulado, cubierta por

la Unidad de gris llamado de la Kasimovian (Estefaniense B) y las capas de transición de

la Gzhelian (Estefaniense C y Autuniense). Estos sedimentos son no-metamórfico o sólo débilmente

metamorfoseada, mientras que los sedimentos por debajo de la discordancia con una amplia

experiencia el metamorfismo Varisco.

Los efectos de largo alcance de la orogenia hercínica influyó en el dominio pirenaico de muchas

maneras. De gran importancia fueron los esfuerzos de compresión que doblado los sedimentos

paleozoicos.Varias generaciones de plegado desarrollado, a veces superponiendo unos a

otros. Asociado con los pliegues son schistosities . Los sedimentos paleozoicos y su basamento

precámbrico se transformó también en condiciones de alta temperatura y baja presión (HP / LT). En los

lugares anatexis se alcanzó, siendo un ejemplo de la fusión de algunos Precámbrico gneis del

basamento Prevariscan junto con sus envolventes micaesquistos . Otra consecuencia importante de la

orogenia era tarde-orogénicos magmatismo granitoides emplazar ( granodioritas y granitos de biotita ),

principalmente de ácido, pero en ocasiones también de la composición básica. Entre estos granitoides

son profundos, más bien difusas, cuerpos intrusivos asociados con migmatitas , pero también típicos y

bien definidos plutones menudo se eleva en los núcleos de los anticlinales en el Varisco veces de

correa. El magmatismo principal de perdurado en 310-270 millones de años (a finales de Pennsylvania y

los primeros años del Pérmico de refrigeración). Un buen ejemplo para el magmatismo principal es la de

280 millones de años granodiorita Maladeta .

También fue importante la última etapa de fracturamiento en condiciones frágiles. Las fracturas en vías

de desarrollo probablemente siguió zonas débiles ya iniciadas durante el Paleozoico. La dirección

principal de estas fracturas es ONO-ESE, la dirección de los llamados Pirineos, un excelente ejemplo es

la falla del norte del Pirineo. Estas fracturas jugará un papel decisivo en el desarrollo del orógeno.

[ editar ]Alpine ciclo orogénico

También compare con: Cuenca de Aquitania - la evolución sedimentaria

[ editar ]Pensilvania, Pérmico y Triásico Inferior

Pic du Midi d'Ossau , restos de un edificio volcánico del Pérmico

Los sedimentos depositados después de la fase asturiana en el Alto de Westfalia (Moscoviense) a la

derecha hasta el Triásico Superior puede ser considerado como melaza del orógeno Varisco que sufrió

la última etapa de extensión. En la mitad de las fosas tectónicas 2500 de sedimento acumulado al cierre

del Carbonífero y el Pérmico todo, principalmente intercalaciones no marinas y basáltica - andesítica .

piedras [6] formaciones detríticas de afinidad lacustre con carbón las medidas durante el Estefaniense

( Kasimovian y Gzhelian ), seguido de por areniscas de color rojo con restos de plantas durante

el Pérmico, son productos típicos de la erosión de una cadena de no haber alcanzado la estabilidad.

La Unidad de gris de la Kasimovian es una secuencia de la disminución de tamaño de grano, a partir de

brechas y conglomerados y el cambio en areniscas y lutitas que contienen carbón ( antracita, se extrae

cerca de Campo de la Troya ). También se incluyen capas andesíticos que pueden alcanzar espesores

significativo en lugares. Las capas de transición son también una secuencia de la disminución de

tamaño de grano (conglomerados, areniscas y pizarras que contienen carbón), pero, en lugar de

andesitas, tobas y que incluyen riodacítica lavas. Cierran con calizas lacustres que

contienen estromatolitos , los carófitos y ostrácodos.

Los continentales capas rojas del resto del Pérmico en discordancia sobre las capas de transición. Ellos

muestran fuertes variaciones en sus espesores y llegar a 800 m, a veces incluso a 1000 m. Se

presentan principalmente en los Pirineos vascos y en la zona axial. Al igual que los sedimentos

estefanienses, que fueron depositados como sedimentos aluviales (como ventiladores y en las

corrientes efímeras) y dentro de las cuencas lacustres transtensivos del orógeno Varisco.

Las fracturas mencionadas fueron decisivos en la determinación de la distribución de facies durante este

intervalo. También influyeron en la distribución de las erupciones volcánicas durante el como el

vulcanismo calcoalcalino en el Pérmico, el Pic du Midi d'Ossau y los basaltos del País Vasco. El

detonante de estas erupciones volcánicas fue probablemente los primeros movimientos dolorosos de

Iberia respecto a la placa euroasiática.

En la zona axial, el Pérmico se puede subdividir en tres series sedimentarias (de arriba a abajo):

La Peña de Marcanton serie. Se alcanza un espesor de 500 m, y es principalmente de grano fino.

Pic Baralet serie. Hasta 300 m de espesor. Se compone de conglomerados poligénicos con

fragmentos de piedra caliza del Paleozoico incrustados en la piedra arenisca roja. La serie se basa

en parte discordante en la serie de Somport.

Somport serie. Una serie generalmente de grano fino que se puede alcanzar 300 m de espesor y

está compuesto de color rojo púrpura a arcilitas.Se apoya en discordancia sobre las capas de

transición.

El detrítico Triásico inferior ( Buntsandstein ) es muy similar a la del Pérmico. Se alcanza los 400 a 500

m de espesor y se compone de conglomerados gruesos, areniscas psammites con restos de plantas

(Equisetites , Coniferomyelon ), así como verde y rojo púrpura a arcilitas. En este momento, el

peneplanation del orógeno Varisco había alcanzado una etapa avanzada y los espacios de alojamiento

sedimentarias comenzó a ensancharse.

[ editar ]Medio Triásico hasta el Jurásico Superior

Las sucesiones sedimentarias del Triásico Medio a Jurásico Superior son muy similares en ambos lados

de los Pirineos.

Durante Muschelkalk veces, el mar avanzó de nuevo, pero sólo llegó a la zona norte de los Pirineos y el

País Vasco. Los sedimentos resultantes quedan atrás son de 20 a 100 m de calizas dolomíticas, calizas

grises celulares fosilíferas y calizas onduladas. En el Triásico superior ( Keuper ), la sedimentación

repartidas en todo el dominio pirenaico. Acerca de 220 metros de millones de años (durante elCárnico )

evaporitas se establecieron en lagunas y fosas tectónicas, abigarrados, de yeso -rodamientos, ricos en

hierro, arcillas, yeso, anhidrita , margas dolomíticas, dolomitas, sal de roca , así como las sales de

potasio y magnesio se producen. Las evaporitas sirvió más tarde como horizontes de despegue

principal. En el límite, del Triásico Superior / Hettangiense doleritic toleitas ( ofitas ) se formó en los

Pirineos y en la cuenca sur de Aquitania, que indica los movimientos a lo largo de más de las zonas de

fractura (erupciones submarinas de fisuras y soleras en solidificar los sedimentos del Keuper ).

La sedimentación durante el Jurásico se caracteriza por el crecimiento de una plataforma de

carbonato. Los sedimentos son principalmente depósitos lacustres epicontinentales de carácter, así

como calizas, margas y dolomías con faunas marinas o litorales. La cuenca se encontraba bajo tensión

durante este período y, como resultado horsts largos y las estructuras de graben de tasas de

subsidencia se crearon diferentes después de más o menos la tendencia de las fracturas varisco. Su

parte norte está bordeado por el estante de Aquitania relativamente estable. La cuenca, probablemente

es causada por la infiltración de adelgazamiento cortical desde el dominio del Atlántico.

Los Lías comenzó con una transgresión que es más importante que los avances del Muschelkalk y

Keuper mares. Su espesor total varía entre 150 y 400 m. El nivel del mar siguió aumentando durante

elHettangiense y calizas fosilíferas fueron depositados, esta tendencia se invirtió más tarde en una

regresión dejando evaporitas (sal de roca y de la anhidrita con algunas capas intermedias calcáreos). En

el borde de la cuenca y en los Pirineos orientales, calizas arcillosas y dolomías con bandas con capas

de anhidrita, colocado fuera, las dolomías transformado tras la disolución de la anhidrita en brechas

monogénicas. La regresión continuó durante el Sinemuriano Baja , sedimentación intra y supra-marea

bandas calizas y dolomías. En el Alto Sinemuriano (Lotaringia), las condiciones más abiertas del mar se

establecieron debido a una renovación del nivel del mar, en las partes más profundas de la cuenca,

calizas fosilíferas desarrollados, mientras que, en un terreno elevado, calizas oolithic acumulado. El Lias

Medio ( Pliensbachiense ) comenzó transgresora, así como con detrítica de grano fino, calcáreo de los

sedimentos Marly (oolitos ferruginosos, calizas fosilíferas y margas) que cambian a margas. En el

Pirineo oriental, la pirita de apoyo-arcillas forman debido a un ambiente mal oxigenado, ya que

contienen una fauna muy diversa de amonites pertenecen al dominio del sudeste francés, mientras que

la población de ammonites en el lado atlántico es más bien monótono. Durante el Lías superior

( Toarciense ), el mar llegó a una posición alta, continuando con la sedimentación detrítica de grano fino

y depósito de margas negras pelágicos (noires Marnes y esquilleux schistes). Hacia el final de las Lias,

tendencias regresivas volvió a ser notable.

La caída del nivel del mar continúa a la derecha en el Jurásico Medio . Cerca de Pau una barrera oolita

comenzó a crecer, que se extiende todo el camino hacia el norte de Poitiers . Se divide la cuenca

sedimentaria actual en dos ámbitos principales: una facies de dominio más profundo del oeste abierta al

Atlántico y la sedimentación experimentando infratidal (negro azulado de calizas arcillosas ricas en

organismos bentónicos, microfilamentos y amonites) y un poco profundo, de dominio cerrado, en el este

con la zona intermareal sedimentación (facies de variables como el carbonato de pseudo-oolitos y

dolomías con bandas, sino también evaporitas de anhidrita de apoyo). Estos sedimentos intermareales

experimentado un fuerte contemporáneas dolomitización . Hacia el final del Jurásico Medio, los niveles

del mar se redujo aún más.

[ editar ]Jurásico Superior y Cretácico Inferior

Durante el Jurásico Superior ( Titoniano ), y especialmente durante el Cretácico Inferior, ocurrido

cambios drásticos. Iberia comenzó a ruptura de la Macizo armoricano en dirección sur y en su estela

el Golfo de Vizcaya poco a poco comenzó a extenderse (con la formación de la corteza oceánica del

Albiano Medio hasta el final de la Coniaciano ).

La sedimentación en el Malm (espesor total de 600 a 750 m) no aumentó hasta el Oxfordiano superior ,

rara vez el Oxfordiano inferior esté presente. El 100 a 150 m de espesor superior Oxfordiano se

representa al oeste de la barrera oolita por sedimentos de la plataforma intratidal (arcillosa a arenosa,

teniendo pirita, piedra caliza), mientras que, en el este, dolomitización sigue. Por Jurásico Superior

Kimmeridgiano veces, las diferencias de facies atenuadas debido a la somerización del dominio

occidental, dando lugar a masivas, de grano fino, negro, litográficas calizas y calizas de grano fino en

forma de placas. Durante las tendencias regresivas Tithoniano, fuertes establecidos en el que condujo a

una retirada completa de la mar. En el País Vasco, el mar se había retirado ya a finales del

Kimmeridgiense.Durante la época de la caída de los niveles del mar, los evaporíticos, facies dolomíticas,

lagunar, y lacustres se quedaron atrás.

Después de una re-sureste avance del mar en el Berriasiense través de un pequeño estrecho al este de

Pau, que depositó 100 m de la inter-sub-mareales de calizas y una de arena a arcillosos facies detríticas

de fronteras, juego de emersión en durante el Neocomiano. Durante

el Valanginiano y Hauteriviano veces, margas arcillosas en la parte superior de los horsts surgieron se

transformaron enferralíticos las condiciones climáticas en la bauxita , que fueron fosilizados por

transgresiones posteriores. Después de otra transgresión marina del este durante el Barremiano , las

regiones graben alargadas en el dominio de los Pirineos recibieron 200 a 300 m de sedimentos de la

plataforma marina de las facies Urgoniano , como dolomitas, algas calcáreas, los foraminíferos calizas

y rudistas calizas. Las facies Urgoniano puede subsistir en las Corbières y en la Zona Sur de los

Pirineos en el Albiano. Con la caída de los niveles del mar en el Alto Barremiano, arcillas negras, el

cojinete de la pirita y calizas lagunares ricos en ostrácodos y characeans se sedimentaron.

Después de que el Barremiense / Aptiense límite, marcado por otro puesto de alto de la mar, hay cuatro

más las oscilaciones del nivel del mar durante el Aptiano y el Albiano, produciéndose una acumulación

de sedimentos muy significativa (en algunos lugares de hasta 3000 m). Debido a las fosas de

hundimiento en el dominio del Atlántico, las masas de agua del Atlántico y Tetis los mezclan por primera

vez. Los sedimentos Aptiense / Albiense se caracterizan por la interacción competitiva entre los de

grano fino terrigenic y material orgánico. El material orgánico es responsable de la formación de

plataformas someras construidas por rudistas y hexacorales y algas. En el Alto Abian, el material

terrigenic predominante, y algunos marinos someros, formaciones de arenisca parcialmente calcáreas

fueron depositados. La región de la fuente del material detrítico fue el de Aragón dominio / Pirineos que

estaba pasando por un levantamiento epirogenetic primero. En el mismo contexto, los sedimentos

fluviales del delta de la Formación de mixes fueron transportados desde el sur, y las muy heterogéneas,

hasta 1000 m de espesor conglomerados de la Mendibelza de Poudingues, interpretado como la Topset

de un delta-frontal.

[ editar ]del Cretácico Superior

Justo antes del inicio del Cretácico Superior, el dominio de los Pirineos se habían separado en

el Albiano en dos ámbitos muy diferentes facies sedimentarias. En el extremo norte de la Península

Ibérica (en la Zona Sur de los Pirineos y en la zona axial), carbonatos de plataforma fueron entonces

depositados. Debido a varias emersiones, que sólo muestran muy reducido espesor. Debido a

transtensión en la Zona Norte de los Pirineos, una muy fuerte remitiendo flysch de la cuenca (cuenca del

norte de los Pirineos), desarrollado, que sigue esencialmente las zonas de este a oeste con rumbo

varisco fractura. La cuenca fue la profundización hacia el Atlántico y somerización hacia el este, donde

termina antes que el río Aude. Se divide por los macizos del sótano de la Zona Norte del Pirineo en dos

vertientes de una hebra sur llamada sillon aturien, que recibió hasta 2500 m de flysch Ardoisier y una

cadena al norte con el flysch negro. La cuenca del flysch está bordeado al norte por la Plataforma

Aquitania relativamente estable. Se formó probablemente por la corteza extensa adelgazamiento que

penetró por el lado del Atlántico.

Coincidiendo con el transtensión, el metamorfismo del Pirineo se llevó a cabo se caracteriza por alta de

flujo de calor (las temperaturas máximas fueron 500-600 ° C), pero relativamente bajas presiones (HT /

LP-metamorfismo). En estas condiciones, los nuevos minerales como la

biotita , diópsido y escapolita creció. El metamorfismo es diacrónica y ha sido fechado

radiométricamente en la parte oriental del Pirineo Zona Norte como Albiano, mientras que en el País

Vasco, en el oeste (por ejemplo, en la lámina de agua de mármol Vasco) que ha sido fechada sólo

como Campaniano . Es posible que el metamorfismo se prolongó en una forma más suave hasta el final

del Cretácico, o incluso al principio del Eoceno.

Dos grandes fases de actividad con el desarrollo de schistosities (Albiano Superior hasta

el Cenomaniano Inferior y el Santoniano hasta el Maastrichtiano ) afectó el dominio de los Pirineos

durante el Cretácico Superior expresarse como discontinuidades en el registro sedimentario. La cuenca

del flysch fue acortado y en el borde norte de la península Ibérica, una cuña orogénica forma que se

movía lentamente hacia el norte de antepaís. Como consecuencia de ello, la cuenca del flysch de la

recepción de los productos de erosión de la cuña se vio obligado a emigrar hacia el norte también

(cambio durante el Santoniense del centro de la subsidencia de la Cuenca del Norte de los Pirineos a la

Cuenca del Subpyrenean). La cuenca del Subpyrenean se llenó por consiguiente, en 1000 a 4000 m

de flysch fucoides a.

Las zonas de fractura varisco estuvieron activos durante la totalidad de las distribuciones superior las

facies sedimentarias del Cretácico y una influencia decisiva. Esta actividad fue subrayada aún más

pormagmatismo alcalino duradera del Albiano Medio hasta el final de la Coniaciano, por lo tanto, en el

oeste de la Zona Norte de los Pirineos, un submarino lavas basálticas extruidas, mientras que más al

este en el Bearn y Bigorre, en el diferentes tipos de rocas magmáticas intrusión de los estratos del

Cretácico Superior.

[ editar ]Cenozoico

Las secuencias sedimentarias del Paleoceno destacar las diferencias entre el este y el oeste de los

Pirineos. En el oeste, las facies de plataforma marina continuó y la cuenca del flysch continuó

cediendo.En el este, las series rojas continentales de la facies Garumnian (cuya deposición comenzado

ya a fines del Cretácico), fueron establecidas, principalmente facies aluviales y paludial. Al mismo

tiempo, los acortamientos tectónicos primeros afectados y eleva los Pirineos orientales.

En el Pirineo occidental, la sedimentación marina también llevó a cabo durante el Eoceno . En dos

cuencas que se hundan en ambos lados de la cadena de hoy, calizas, margas, areniscas foraminíferos,

y areniscas con algunos bentónicos la fauna se sedimentaron. Las sucesiones sedimentarias del

Eoceno a lo largo de la orilla francesa del norte de los Pirineos (en la zona norte del Pirineo) son

bastante delgadas y lleno de cambios de facies. Allí, de corta duración transgresiones y regresiones se

puede seguir en el Languedoc . Durante el Ypresian , los primeros conglomerados de comenzar a ser

entregado.

Esta formación conglomerática muy grueso, llamado los Poudingues de Palassou, es el indicador para

la fase orogénica más importante en el dominio de los Pirineos, la fase principal del Pirineo, que estuvo

acompañado por deformaciones muy fuertes y eleva. Los conglomerados son

más discordantemente cubierta por capas finales del Eoceno, por lo tanto, la fase orogénica se le puede

asignar al intervalo Ypresian / Luteciense , es decir, aproximadamente entre 50 y 40 millones de años.

En el lado sur de los Pirineos de Cataluña, dobladas formaciones conglomeráticas se han datado como

el Alto de Luteciense Bartoniense , lo que representa el intervalo de 44 a 37 millones de años. También

están en forma discordante por los sedimentos del Eoceno al final llevan a la fauna continental.

La fase principal del Pirineo se manifestó en ambos lados de la zona axial como fallas inversas y las

compresiones con desplazamientos muy grandes. Los movimientos fueron dirigidos en el lado francés,

al norte, y en el lado español, al sur. Sin embargo, su distribución espacial no era simétrica, la parte

española, por ejemplo, tiene mucho más bajas estructuras de inmersión. El fallamiento y empuje no sólo

interrumpe la cubierta sedimentaria Mesozoica y el Paleógeno, sino también gran parte del sótano

Varisco. El sótano no había fallado sólo de forma rígida a los sistemas de fracturas del Paleozoico, pero

también se sometieron a intensas deformaciones alpinas en todo heterogeneidades y anisotropías en su

tejido estructural.

Fases de actividad de menor importancia siguió la fase principal del Pirineo, todo lo cual contribuye a la

apariencia final del orógeno. En el margen norte de la Cuenca del Ebro cerca de la Sierras Marginales,

por ejemplo, doblado Oligoceno está cubierto discordantemente por subhorizontal, detrítico del

Mioceno de origen continental. Esto apunta a otra fase de deformación en el extremo de la Oligoceno

unos 25 millones de años.

Después de que el comienzo del Mioceno, el orógeno levantado sufrió una severa erosión, expresada

por la melaza enormes que se arrojan en las cuencas de antepaís, como por ejemplo la cuenca de

Aquitania. En el Plioceno , un levantamiento comenzó a renovarse, lo que lleva a la formación de

enormes abanicos aluviales en la parte delantera de montaña, un ejemplo notable es

el Lannemezan abanico aluvial. Otra consecuencia importante de la elevación fue peneplanation . Varios

niveles peneplanation se han encontrado en alturas muy diferentes (3000 a 2000 m en la zona axial,

cerca de un 1000 m en el Pays de Sault, cerca de 400 m en el macizo de Agly ya 100 m de las

Corbières). Por lo general, ser más bajos en el este, con varios levantamientos a finales del Oligoceno,

hacia el final del Mioceno(peneplanation Ponciano), y hacia el final del Plioceno (peneplanation

Villafranquiense).

Neógeno sedimentos se han conservado en los Pirineos, principalmente en pequeñas fosas

tectónicas cerca del Mediterráneo (cerca de la Cerdaña ). Las fosas han sido repetidamente inundado

por el Mediterráneo, siendo ejemplos el graben de cerca de Ampurdán y fosas tectónicas en

el Rosellón que contienen una fauna del Plioceno. Estas estructuras extensionales más probable es que

deben su existencia a los movimientos de renovación en las fracturas varisco. La zona volcánica muy

joven cerca de Olot , probablemente tiene una causa similar.

Ossoue glaciar y Pic Monferrato en el Vignemale macizo

Durante el Cuaternario , los Pirineos sufrido varias glaciaciones , pero de intensidad mucho menor que

por ejemplo, en los Alpes. Los grandesglaciares avanzaron a través de los valles de Ossau Gave

d' , Gave de Pau , el Garona y Ariège en el lado norte de Francia. Hoy en día alrededor de 20 glaciares

más pequeños los verdaderos, así como circos y los restos de glaciares subsisten (ejemplos son el

glaciar del Aneto, el glaciar de Ossoueen el Vignemale macizo y los glaciares de la Maladeta y Monte

Perdido). Todos estos glaciares han sufrido un gran retroceso desde 1850 debido alcalentamiento

global . La superficie total de glaciares ascendieron a 45 km 2 en 1870, mientras que en el año 2005 a

tan sólo 5 km 2 se quedaron.

[ editar ]Evolución geodinámica

Los Pirineos han experimentado una evolución geológica muy largo con

múltiples orogenias . Neoproterozoico restos corticales (Canigó, Agly) alusión a

posibles cadomiense dominios. Indicaciones para el Caledonian movimientos son un poco más clara

(conglomerados y rocas volcánicas en el Ordovícico). Durante la orogenia hercínica en Pennsylvania, la

zona axial y la Zona Sur de los Pirineos se convirtió en una parte integral de lo que iba a convertirse en

el microcontinente Iberia. Las Sierras Marginales formaban parte del Bloque del Ebro , una sección del

noreste de la Península Ibérica.El appartenance de la Zona Norte de los Pirineos es todavía incierta,

pero la zona Subpyrenean sin duda formaba parte de la microcontinente Aquitania. Iberia y Aquitania

estaban en el lado sur de la Empuje Varisco del Sur y por lo tanto constituía el antepaís del orógeno

Varisco. Ambos microcontinentes había originado a partir de Gondwana margen de 's del norte.

Al final de la orogenia hercínica, Iberia estaba aún conectada con el noroeste de Francia (el Macizo

armoricano ) y lo más probable era una prolongación del noroeste de Aquitania. Sus movimientos

posteriores son vitales para el ciclo alpino de la orogenia pirenaica. Esto es aceptado por la mayoría de

los geólogos, sin embargo, los detalles de los movimientos de Iberia son todavía inciertos.

Durante el Jurásico Superior , una fisura se propaga desde la difusión del Atlántico central a lo largo del

margen continental del noroeste de Francia hacia Aquitania . Esto ocurrió probablemente tan pronto

como el Tithoniano . Como consecuencia, la brecha encajado Iberia hacia el sur y la separó del Macizo

armoricano. En consecuencia, la corteza continental se adelgaza y, finalmente, la corteza oceánica se

comienzan a formar en el Medio Aptiano -la apertura del Golfo de Vizcaya estaba en

marcha. Oceanisation Final de la Bahía de Vizcaya, fue alcanzado por Santoniense / Campaniano veces

(alrededor de 84 millones de años, como lo demuestra la polaridad magnética Crónicas C

34). paleomagnéticos , además, los estudios muestran un sentido antihorario 35 ° de rotación de

Iberia. El movimiento a la deriva de Iberia había tomado todo el Cretácico Inferior. Debido al movimiento

de rotación, el borde noreste de la Península Ibérica comenzó a interferir con la de Aquitania, en primer

lugar la creación detranstensionales pull-aparts lo largo de la Zona Norte de los Pirineos en el

Medio Albiano . El adelgazamiento cortical asociado con el proceso de separación transtensional llevó a

HT / LP metamorfismo en la zona norte del Pirineo, su inicio está datado en unos 108 millones de

años. Al mismo tiempo, los lherzolites se emplazaron finalmente. El movimiento transcurrente a lo largo

del Pirineo Norte pull-apart zona también estuvo acompañada de magmatismo alcalino, que duró desde

el Albiano Medio hasta el final de la Coniaciano . La lenta progresión de la metamorfosis hacia el oeste,

parece implicar un corte de gran sinistral entre Iberia y Aquitania, que se calcula como una

compensación de unos 200 km (el metamorfismo alcanzado el País Vasco sólo cerca de 80 millones de

años en el Campaniano ).

A principios del Turoniano alrededor de 90 millones de años, el régimen transtensional había terminado

y fue reemplazado por la compresión . La dislocación en el Basquo-Cantábrica, los Pirineos del Norte y

la Cuenca del Subpyrenean se había detenido y puesto en inversión de la cuenca; fallas tensionales

fueron luego se utiliza como ejes. Esta primera fase de compresión más bien débil, con tasas de

acortamiento muy bajos (menos de 0,5 mm / año) se prolongó hasta el final de la Thanetiense . Por

parte española del orógeno, las hojas de empuje primeros fueron colocadas (Pedraforca Superior,

Bóixols y hojas de empuje Turbón).

En tiempos Ilerdian y Cuisian ( Paleoceno / Eoceno límite, Thanetiense / Ypresian , a unos 55 millones

de años atrás), los Pirineos se sometió de compresión muy fuerte en la corteza superior, dando lugar a

la zonificación actual del orógeno y la organización estructural. El orógeno se apretó en una asimétrica

en forma de abanico estructura debido a la subducción de Iberia aborta por debajo de Aquitania. Esto se

infiere de la conducta de la discontinuidad de Mohorovicic, que en la Falla del Norte del Pirineo salta

bruscamente a partir de la profundidad de 30 kilómetros a 50. Esta fase principal del Pirineo se prolongó

hasta alrededor de 47 millones de años (comienzo de la Luteciense ), mostrando altas tasas de

acortamiento de 4,0 a 4,4 mm / año y emplazar por ejemplo, el Pedraforca inferior y las hojas de empuje

del Montsec. [7]

Después de la fase principal del Pirineo, otras fases de deformación de compresión seguido durante

el Oligoceno y el Plioceno . Desde el Neógeno , el orógeno presenta después de la cinemática colapso

(estructuras de graben en su extremo oriental, volcanismo cerca de Olot) asociado a la extensión del

Golfo de León y de la apertura del Surco de Valencia . El orógeno todavía sufre una fuerte erosión

(desde el Eoceno), los movimientos isostáticos, la extensión después de la cinemática y de la

compresión, incluso renovada (en el Pirineo occidental) que pueden causar pequeñas y

medianas terremotos (de magnitud 5,1 terremoto cerca de Arudy , en 1980 [8 ] y una magnitud 5,0 del

terremoto, en 2006, cerca de Lourdes [9] y otros terremotos históricos que incluso destruyeron partes de

las aldeas, por ejemplo, una magnitud ≥ 6,0 del terremoto cerca de Arette , en 1967, donde el 40% de

los edificios fueron dañados y la iglesia campanario se derrumbó).

[ editar ]interpretaciones estructurales

Lo anterior asimétrica en forma de abanico, como una flor organización estructural del orógeno pirenaico

hasta el momento ha sido interpretado de la siguiente manera: [10]

como una estructura de colisión casi vertical con las fallas de empuje de sus raíces en fallas

verticales.

como un orógeno alóctonos, con Iberia empuje sobre la placa de Eurasia, es decir, de Aquitania .

como un orógeno alóctonos, con Aquitania, que tiene anulada la Península Ibérica. Las fallas

verticales se presume que se aplanan en profundidad.

Opiniones actuales a favor de Iberia subducción por debajo de Aquitania, esta interpretación parece ser

apoyado por los resultados de DEEEP sísmica (ECORS) [11] y magnetotelúrico perfiles [12] a través del

orógeno.

Las estimaciones de la reducción general en todo el orógeno pirenaico son en su mayoría entre 100 y

150 km. Uso de la ECORS Muñoz de datos (1992) llega a 147 km de manteca con la subducción de la

media ibérica y la corteza inferior de tomar en torno a 110 km. [13] Otras interpretaciones de los ECORS

los datos han llevado al reconocimiento de una de 50 km de espesor Ibérica costra que se subducción

por debajo de la corteza de 30 km de espesor de Aquitania. Como consecuencia, un bajo nivel de

ángulo desprendimiento intracorticales formado en profundidad de 15 km, por encima de la media y la

subducción de la corteza inferior Ibérica. A lo largo de esta separación, las rocas que ahora componen

la zona axial, la Zona Sur del Pirineo, y las Sierras Marginales se deslizaban hacia el sur, y poco a poco

el aumento gradual de la superficie. Con la constricción continua, la zona axial el cinturón de seguridad

en una pila antiformal sur-dirigido. Hacia el final de la subducción, una retrocorrimiento inició alrededor

de la huella real de la avería del Norte pirenaico, que se corte hacia arriba en la corteza Aquitaniano

mediante la utilización de su previamente diluido, la naturaleza fallo. Cuando el proceso de subducción

fue bloqueado por último, las partes de la zona norte axial y la zona norte del Pirineo con un menor

fragmentos de la corteza y lherzolites insertado en el medio fueron forzados a retroceder hacia el norte

sobre la zona Subpyrenean.

[ editar ]Véase también