Los Pirineos son una cadena montañosa intracontinental de 430 kilómetros de longitud, con dirección este-oeste , que divide Francia, España y Andorra . [1] El cinturón tiene una evolución geológica policíclica extendida que se remonta al Precámbrico . La configuración actual de la cadena se debe a la colisión entre el microcontinente Iberia y el promontorio suroccidental de la placa europea (es decir, el sur de Francia). Los dos continentes se estaban aproximando entre sí desde el inicio del Cretácico superior ( Albiano / Cenomaniano ) hace unos 100 millones de años y, en consecuencia, chocaron durante el Paleógeno ( Eoceno / Oligoceno ) hace entre 55 y 25 millones de años. Después de su elevación, la cadena experimentó una intensa erosión y reajustes isostáticos . Una sección transversal a través de la cadena muestra una estructura asimétrica similar a una flor con inclinaciones más pronunciadas en el lado francés. Los Pirineos no son únicamente el resultado de fuerzas de compresión , sino que también muestran una importante cizalladura sinistral .
Los Pirineos sensu stricto se extienden en dirección oeste-noroeste-este-sudeste (N 110) a lo largo de 430 km desde el Golfo de Vizcaya en el oeste hasta el Golfo de León y el Golfo de Roses en el este, su anchura varía entre 65 y 150 km. Están limitados al norte por el Frente Pirenaico Norte ( en francés: Front nord-pyrénéen , también falla frontal pirenaica norte o NPFF ), una importante falla inversa a lo largo de la cual se han transportado unidades de la Zona Pirenaica Norte sobre la Zona Subpirenaica, la parte más meridional de la Cuenca de Aquitania , su antepaís septentrional . Su límite meridional es la Falla Frontal Pirenaica Sur. Aquí, las láminas inversas de las Sierras Marginales y sus equivalentes laterales se desplazan hacia el sur sobre la Cuenca del Ebro .
En un sentido más amplio y geológicamente más significativo, los Pirineos continúan más al oeste, hacia las montañas vascas y cantábricas (la cadena vasco-cantábrica ), y finalmente desaparecen a lo largo del margen continental de Asturias . Del mismo modo, en el este, no se desvanecen simplemente en el Mediterráneo , sino que continúan su curso a través de las unidades de manto del macizo de Corbières hacia el Bajo Languedoc e incluso hacia el sur de la Provenza . En su extremo oriental, en la Provenza, las típicas tendencias de pliegues pirenaicos se superponen con estructuras alpinas para finalmente ser cortadas por el arco de los Alpes occidentales . La cadena pirenaica en sentido amplio tiene casi 1000 km de longitud.
Un perfil de los Pirineos en sentido estricto muestra una disposición en forma de abanico, similar a una flor. La estructura es marcadamente asimétrica, con un lado norte francés más empinado y estrecho y un lado sur español mucho más ancho y con una inclinación más suave.
El orógeno de doble cara se puede dividir en varias zonas tectónicas, de norte a sur, que están delimitadas por fallas principales con dirección este-oeste: [2]
A lo largo del rumbo, el orógeno pirenaico se puede dividir en tres dominios distintos: un dominio oriental que se extiende desde el Mediterráneo hasta el río Segre , un dominio central que se extiende desde el río Segre hasta la falla de Pamplona, y un dominio occidental más allá de la falla de Pamplona.
La zona subpirenaica forma parte geológicamente de la cuenca de Aquitania, el antepaís norte de los Pirineos, y se encuentra en el marco de la orogenia pirenaica. La zona fue plegada durante el Eoceno y desbordada en escalón por la zona pirenaica norte a lo largo del frente pirenaico norte. Estos desbordamientos cambian de carácter al oeste y al este de la orogenia, donde adquieren forma de mantos , como el manto del Bajo Adour al oeste y el manto de Corbières al este. Este último continúa más al este a través de pliegues y cortes tectónicos cerca de Saint-Chinian , pasando por el pliegue cerca de Montpellier para unirse al manto del sur de Provenza cerca de Sainte-Baume , que desaparece gradualmente al sur de Brignoles .
Dentro de los Pirineos en sentido estricto , la Zona Subpirenaica está formada por sedimentos del Cretácico Superior y del Paleógeno muy gruesos en afloramientos superficiales. Los sedimentos presentan pliegues simples siguiendo una dirección ONO-ESE.
Sin embargo, el subsuelo tiene una estructura mucho más compleja debido a los diapiros de sal del Triásico y a los empujes que se orientan hacia el norte. Es probable que debajo de una capa mesozoica de más de 6000 metros de espesor se oculten más de 6000 m de rocas del basamento paleozoico . La capa mesozoica consta de hasta 1500 m de sedimentos del Triásico, más de 500 m del Jurásico y más de 3000 m de sedimentos del Cretácico.
La capa de hasta 500 m de espesor del Triásico Inferior ( Buntsandstein ) comprende conglomerados , brechas , areniscas pardas , argilitas , lutitas y limolitas . El Triásico Medio ( Muschelkalk ) puede alcanzar un espesor de 400 m y muestra lutitas limosas, depósitos de evaporita y micritas dolomíticas . Los depósitos Keuper del Triásico Superior de hasta 500 m de espesor están formados por sedimentos ricos en carbonato, sal , limolitas y diabasas ofíticas intercaladas / doleritas de olivino . El Lias inferior es una secuencia transgresora con hasta 200 m de arenisca no marina, caliza marina cercana a la costa y evaporitas. Una fauna pelágica en la parte superior sugiere condiciones marinas abiertas. El Lias medio y superior consisten en 230 m de sedimentos de plataforma marina somera (caliza bioclástica, caliza arcillosa y caliza micrítica). Durante el Jurásico medio , una barrera oolítica , compuesta principalmente de micritas arcillosas, separa una plataforma exterior de una plataforma interior. Los depósitos del Jurásico superior ( Malm ) son principalmente lutitas y carbonatos. Cerca del final del Jurásico, se establecieron ambientes restringidos con dolomicritas, calizas bandeadas y evaporitas. La capa del Cretácico inferior comienza con areniscas, lutitas, calizas y brechas calcáreas en el Neocomiano, seguidas de margas y calizas del Barremiense . Durante el Aptiano inferior , se depositaron areniscas, lutitas, margas arenosas y calizas. El Aptiano superior y el Albiano son principalmente margas y calizas. El Cretácico Superior incluye un litoral Turoniano con areniscas y calizas arenosas. A principios del Senoniano ( Campaniano ), se había formado una profunda depresión (la Cuenca Subpirenaica) que recibía una secuencia de flysch muy gruesa . Los flyschs del Campaniano y Maastrichtiano comprenden de 2000 a 3000 m de finos periódicamente intercalados (margas, lutitas calcáreas y lutitas ) y sedimentos más gruesos (conglomerados, areniscas y grauvacas ). Cerca del límite K/T, la Cuenca Subpirenaica estaba llena de depósitos rojos continentales en facies Garumniana que incluso incluían dinosaurios. huevos en algunos lugares. En este punto, la Cuenca Subpirenaica sufrió un plegamiento acompañado de un débil metamorfismo .
Por encima del Albiano y antes del inicio del Campaniano, se encuentran rocas volcánicas, entre las que se incluyen lavas basálticas , spilitas y diabasas, pero también rocas piroclásticas como tobas , tobas de lapilli, brechas volcánicas y aglomerados . Las rocas volcánicas pueden estar atravesadas por diques de lamprófiros .
En el Paleoceno / Eoceno , el mar se desplazó del Atlántico hacia la cuenca subpirenaica, que se comportó como una curva descendente hacia los Pirineos, que se elevaban lentamente y se encontraban inmediatamente al sur. Allí se depositó una sucesión muy espesa (2000 a 3000 m) de sedimentos detríticos o calcáreos de grano fino. La sedimentación se detuvo a finales del Eoceno debido a una importante compresión (fase principal de los Pirineos).
En las proximidades de la falla de Muret, una falla de rumbo lateral izquierda y una prolongación de la falla de Toulouse al sur, la zona subpirenaica se puede dividir en dos mitades desiguales. La mitad oriental entre los ríos Garona y Aude se puede separar en tres zonas diferentes (de norte a sur):
En la mitad occidental, solo está presente el antepaís norte, formado por sedimentos epicontinentales mesozoicos suavemente plegados, pero fuertemente articulados , cubiertos y ocultos por sedimentos de molasa del Mioceno . Los conjuntos de pliegues con rumbo este-oeste y noroeste-sudeste interfieren y están cortados por fallas con rumbo noreste. En el subsuelo, también están presentes diapiros de sal del Triásico.
En el promontorio norte, al este del río Aude, aparece el levantamiento del basamento paleozoico de Mouthoumet , un horst inclinado hacia el sur y cubierto por estratos continentales del Eoceno .
Los trenes de pliegues de la Zona Subpirenaica están interrumpidos en el Bajo Languedoc por la Falla de Cevenas, una importante falla de rumbo lateral izquierda .
La Zona Pirenaica del Norte es bastante estrecha, normalmente sólo unos 10 km de ancho, pero puede ensancharse hasta 40 km. Se caracteriza por un plegamiento muy fuerte. La zona está empujada hacia el norte a lo largo del Frente Pirenaico del Norte -su límite norte- sobre la Zona Subpirenaica. Este movimiento de empuje comprimió el antepaís de cabalgamiento y como resultado indujo el plegamiento en la Zona Subpirenaica. La Zona Pirenaica del Norte está a su vez sobre-cabalgada por la Zona Axial a lo largo de la Falla Pirenaica del Norte ( NPF ), una falla inversa de alto ángulo que forma su límite sur. La Falla Pirenaica del Norte está marcada por milonitas altamente deformadas . Las rocas en las cercanías tienen lineaciones horizontales que subrayan la importancia de la falla como una importante zona de cizallamiento. En otras partes de la Zona Pirenaica del Norte, el gradiente de deformación también es alto, pero la dirección de estiramiento es generalmente vertical.
El paquete sedimentario de más de 6000 m de espesor de la Zona Pirenaica Norte está formado por rocas Mesozoicas (Jurásicas y Cretácicas) que se han desprendido por encima de evaporitas del Triásico Superior y posteriormente se han deslizado hacia el norte. A diferencia de la Zona Subpirenaica, la Zona Pirenaica Norte apenas contiene Paleógeno. Los depósitos de esquisto y evaporita del Triásico Superior (Keuper) contienen localmente dolomías , tobas y diabasas (ofitas) intercaladas; estos depósitos se comportan plásticamente y comúnmente forman una mezcla tectónica con contactos que se expresan como superficies de desprendimiento . Desde principios del Jurásico hasta finales del Cretácico Inferior, se desarrolló una plataforma carbonatada de aguas someras durante la quietud tectónica con sedimentación principalmente de calizas. El Albiano Medio fue testigo de un importante cambio de facies hacia condiciones marinas profundas. Este cambio marca el inicio de la Cuenca Pirenaica del Norte, una depresión de 400 km de longitud de origen pull-apart llena de sedimentos flysch turbidíticos discordantes durante el Cretácico Superior. En tiempos del Albiano Superior, esta cuenca pull-apart se había dividido en una depresión interna junto a la falla pirenaica del Norte que acomodaba el Flysch ardoisier y una depresión externa más al norte llena por el Flysch noir . Más tarde, durante el Turoniano y el Coniaciense, la depresión flysch externa recibió el llamado Flysch à fucoides , una sucesión muy espesa de lutitas/margas calcáreas intercaladas y calcarenitas arenosas. A este flysch le sigue una serie regresiva en el Maastrichtiano —margas gruesas ( Marnes de Plagne )— calizas de plataforma ( Calcaires nankins ), así como depósitos lagunares y lacustres. En conjunto la serie Coniaciense-Maastrichtiense alcanza un espesor de 3000 m.
El basamento paleozoico perfora la cubierta sedimentaria en varios levantamientos almendrados, similares a horsts, cuyo tamaño varía de 1 a 300 km 2 . Ejemplos de ello son los llamados macizos satélites nord-pyrénéens (levantamientos del basamento de los pirineos del norte) entre Lourdes y Perpignan , entre ellos los siguientes levantamientos: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach, Saint-Barthélémy , Salvezines y Rabat-les-Trois-Seigneurs , además de varios levantamientos en el norte del País Vasco . Estos levantamientos tienen un origen de cizallamiento lateral izquierdo y están inclinados hacia el norte; simultáneamente también presentan un componente de cizallamiento vertical. Probablemente se formaron en la orogenia varisca . En los levantamientos del basamento se encuentran principalmente gneises precámbricos y gneises granulíticos (en el macizo de Agly) y rocas ígneas y metamórficas paleozoicas.
Una pequeña franja de un máximo de 5 km de ancho justo al norte de la falla de los Pirineos del Norte experimentó metamorfismo dinámico y térmico durante el Albiano / Cenomaniano hace unos 110 millones de años (alta temperatura/baja presión, tipo "HT/LP"). Algunos dominios al norte de los levantamientos del basamento también sufrieron metamorfismo (por ejemplo, en Bigorre y en las Corbières meridionales). El metamorfismo fue isoquímico sin introducción de elementos extraños y afectó únicamente a las rocas sedimentarias de cobertura que se transformaron en mármol y hornfels . El basamento paleozoico no se vio afectado, probablemente debido a su estado ya deshidratado.
Dispersas dentro de la franja metamórfica hay varias apariciones de lherzolitas (incluida su localidad tipo en Lers). Fueron extruidas desde el manto superior a lo largo de fallas de gran alcance. Las lherzolitas están asociadas con anfibolitas , piroxenitas y peridotitas que contienen anfíboles . Todas estas rocas del manto están dispuestas en enjambres, y el afloramiento más grande en Moncaup alcanza apenas 3 km 2 . Están ampliamente distribuidas y se encuentran desde Béarn hasta Aude . Su modo de emplazamiento aún no se ha aclarado, pero los siguientes factores son relevantes:
En la zona pirenaica del norte también se encuentran algunas rocas volcánicas intercaladas en sedimentos del Lias y del Cretácico superior ( del Aptiense al Campaniense ) y se encuentran principalmente en el oeste (cerca de Tarbes , Orthez y en el País Vasco). Están formadas por spilitas subsaturadas de sílice , picritas y sienitas nefelinas . Las rocas de dique asociadas son lamprófiras ( camptonitas y monchiquites ).
Otras características de interés son varias formaciones de brechas post-metamórficas diferentes .
La Zona Pirenaica Norte se puede subdividir en tres subzonas delimitadas por fallas mayores:
La zona pirenaica del norte está atravesada al oeste por fallas de desgarre de rumbo lateral izquierdo con dirección NNE-SSO y luego se transforma en el cinturón plegado del País Vasco. Al este, continúa después de una pronunciada curva en las Corbières hasta el sur de la Provenza. En el extremo oriental, los trenes de pliegues del Mioceno de los Alpes occidentales, con dirección noroeste-sudeste , comienzan a interferir y finalmente abruman por completo las estructuras pirenaicas.
La Zona Axial , también llamada Zona Axial Primaria , es un enorme domo de basamento de rocas precámbricas y paleozoicas ( primarias ) plegadas y metamorfoseadas durante la orogenia varisca e intruidas por granitoides variscos de etapa tardía . Todos los picos más altos de los Pirineos se encuentran en la Zona Axial, de ahí el nombre.
Entre los granitoides variscos se encuentran granitos de biotita ( Canigou , macizo de Quérigut), granitos de dos micas (macizo de Caillaouas) y granodioritas (Bassiès, Maladeta ). Los granitoides son principalmente intrusivos epizonales poco profundos, pero también están representados rocas mesozonales y catazonales.
Las elevaciones de la zona axial (generalmente por encima de los 3000 m) se compensan isostáticamente con un mayor espesor de la corteza continental . Por ejemplo, debajo del macizo de Maladeta se formó una zona de raíces , de modo que la discontinuidad de Mohorovicic se encuentra allí a una profundidad de 50 km. Asimismo, en la mayoría de los picos de la zona axial se puede detectar una anomalía gravitacional negativa que desaparece lentamente hacia el este.
El basamento está atravesado por importantes zonas de fracturas de rumbo este-oeste, de finales de la Varisca, que se reactivaron durante el ciclo de orogenia alpina. En la parte oriental de la Zona Axial, las fracturas son generalmente verticales, siendo un buen ejemplo la falla milonítica de Merens en el Pic del Port Vell cerca de Mérens-les-Vals . En la parte occidental, las fracturas tienen una inclinación más suave hacia el norte y se comportan como empujes escalonados dispuestos de manera noroeste-sureste; a lo largo de estas fracturas, el basamento de la Zona Axial cabalga unidades sedimentarias mesozoicas hacia el sur. Buenos ejemplos son los empujes escalonados en Eaux Chaudes , Gavarnie y Bénasque— Las Nogueras (en referencia a los tramos superiores de los ríos Noguera Ribagorzana y Noguera Pallaresa ). Junto con los empujes, se desarrolló una esquistosidad que afectó tanto al basamento como a la cubierta sedimentaria, lo que implica un origen alpino. Todas estas fracturas explican una compresión general de la Zona Axial del 20%, lo que se traduce en un acortamiento de la corteza de aproximadamente entre 10 y 20 km. Como resultado, la Zona Axial quedó comprimida en una pila antiformal orientada al sur.
La Zona Axial desaparece en el Alto Béarn como un periclina bajo la cubierta sedimentaria del Cretácico Superior para reaparecer en los levantamientos del basamento de Aldudés-Quinto Réal, el más meridional de los macizos basálticos vascos. En el este, la Zona Axial se hunde en fosas neógenas y cuaternarias del norte de Cataluña y finalmente desaparece bajo el Mediterráneo.
La sección central y oriental de la Zona Axial está limitada al norte por la Falla Pirenaica del Norte, un sistema de fallas inversas de inclinación pronunciada con rumbo N 110. La traza de la Falla Pirenaica del Norte se vuelve cada vez más difusa al oeste de Lourdes ; cerca de los macizos del basamento vasco, parece estar desplazada hacia el sur por una falla de torsión y luego posiblemente continúa hacia España al sur de la Napa de Mármol Vasca y al sur del Cinturón Plegado Vasco . En Cantabria , finalmente alcanza la costa atlántica. El límite sur de la Zona Axial discurre completamente en territorio español. Está representado por una falla inversa alpina a lo largo de la cual los sedimentos de la Zona Pirenaica del Sur son superados por la Zona Axial. En el este, la Zona Axial linda directamente con napas de representantes orientales de las Sierras Marginales.
La Zona Pirenaica Sur está formada por una secuencia sedimentaria mesozoica-eocena que se ha desprendido de la Zona Axial en el interior de horizontes evaporíticos del Triásico Medio o Superior y, en consecuencia, ha sido transportada hacia el sur. El basamento de esta secuencia no aflora. El movimiento hacia el sur ha sido "canalizado" por dos grandes fallas conjugadas, al oeste por los pliegues y cabalgamientos de dirección más o menos norte-sur cerca del río Cinca (anticlinales Mediano y Boltaña), y al este por las fallas en escalón de dirección noreste-suroeste en el río Segre. En este último, el sistema de cabalgamientos forma un abanico emergente imbricado de retroceso que se desarrolló durante el Eoceno tardío y el Oligoceno temprano. [3] Debido a la constricción, la cubierta sedimentaria fue forzada a varios cabalgamientos internos, como por ejemplo el manto del Monte Perdido y el manto del Cotiella en el noroeste. Más centralmente se encuentra la lámina cabalgadora de Bóixols , que continúa más al este en la lámina cabalgadora del Pedraforca (unidad superior). La lámina cabalgadora de Bóixols se desplaza hacia atrás, pero también se superpone a la lámina cabalgadora del Montsec hacia el sur. Sus sedimentos alcanzan los 5000 m de espesor y son en su mayoría del Cretácico Inferior. La lámina cabalgadora del Montsec se correlaciona con la unidad inferior de la lámina cabalgadora del Pedraforca. Consiste en una capa de 2000 m de espesor de caliza del Cretácico Superior seguida de conglomerado sintectónico, arenisca y pizarra del Eoceno Inferior y Medio.
Los empujes internos provocaron naturalmente un aumento sustancial del espesor. La Zona Pirenaica Sur termina finalmente a lo largo del Cabalgamiento Pirenaico Sur, donde la Capa de Cabalgamiento del Montsec se superpone a las Sierras Marginales.
Los movimientos de cabalgamiento que formaron un sistema imbricado de cabalgamiento con cuencas de cabalgamiento asociadas tuvieron lugar principalmente durante el Eoceno. Las distancias recorridas por las capas de cabalgamiento aún son motivo de debate, y las estimaciones varían desde relativamente pequeñas hasta hasta 30 o 50 km.
Las Sierras Marginales ( en español: Sierras Fronterizas), o "Serralades marginales" en catalán , son las Sierras Aragonesas y Serralades Catalanas situadas al sur del Prepirineo meridional . Están formadas, al igual que la Zona Pirenaica Sur, a partir de una sucesión sedimentaria Mesozoica-Eocena, aunque con un espesor muy reducido de unos 900 m. La sucesión comprende bauxitas Keuper , Jurásicas, Cretácico inferior discordantes, Cretácico superior discordantes, Paleoceno en facies Garumniense y Eoceno inferior. Unidades de las sucesiones de cabalgamientos de las Sierras Marginales de la Cuenca del Ebro. Posteriormente, estos cabalgamientos fueron cubiertos discordantemente por secuencias Oligocenas y Miocenas de la Cuenca del Ebro. Al oeste, las Sierras Marginales están relegadas por la lámina cabalgable de Jaca-Pamplona , que consiste en una sucesión sedimentaria más reciente del Eoceno-Oligoceno. En esta lámina cabalgable al oeste del río Gállego , las estructuras se simplifican: en la Cordillera Vasca y Cantábrica , la cubierta sedimentaria está afectada solo por trenes de pliegues largos y relativamente abiertos, que ocasionalmente están perforados por la sal de Keuper en forma de domo. Al este, las Sierras Marginales están representadas por la lámina cabalgable de Port del Comte, tectónicamente comparable , y por la lámina cabalgable del Cadí , que están formadas esencialmente por una sucesión del Eoceno.
Las Sierras Marginales están cabalgadas al norte por el cabalgamiento de la Sierra del Montsec de la Zona Pirenaica Sur.
El final de los movimientos de cabalgamiento dirigidos hacia el sur fue diacrónico y migró de este a oeste. Por ejemplo, en la lámina cabalgable del Cadí , los movimientos se detuvieron hace 34 millones de años (límite Eoceno/Oligoceno), mientras que en la lámina cabalgable de Jaca-Pamplona se detuvieron hace tan solo 23 millones de años (límite Oligoceno/Mioceno). [4]
El antepaís meridional del orógeno pirenaico es la Cuenca del Ebro o Cuenca del Antepaís del Ebro . Se puede dividir en una sección del Antepaís Plegado Meridional en el sector nororiental catalán y una sección principal plana básicamente no deformada que ocupa el resto. Al igual que la Zona Subpirenaica del norte, el Antepaís Plegado Meridional también se vio afectado por los movimientos de cabalgamiento de las Sierras Marginales y sus representantes orientales. La intensidad del plegamiento inducido disminuye a medida que uno se aleja de los frentes de cabalgamiento hasta llegar a la Cuenca del Ebro no deformada. Las tendencias de plegamiento siguen más o menos la dirección pirenaica o paralelas a los frentes de cabalgamiento, pero giran NE-SO cerca del río Segre (p. ej. el Anticlinal de Oliana ).
La sucesión sedimentaria en la Cuenca del Ebro muestra rocas paleozoicas en la base, seguidas de estratos rojos del Cretácico superior/Paleoceno inferior y calizas del Eoceno, margas marinas y evaporitas del Eoceno superior ( evaporitas de Cardona ). El Oligoceno inferior es conglomerático y progradúa hacia el sur en depósitos evaporíticos y lacustres. En el Antepaís Plegado Sur, las series plegadas del Paleógeno están superpuestas de manera discordante por estratos planos no marinos del Mioceno y Plioceno de la Cuenca principal del Ebro.
La cuenca del Ebro se profundiza hacia la falla frontal surpirenaica, donde se compone de 3000 m de relleno sedimentario, que se reduce a 1500 m cerca del frente de cabalgamiento de las Sierras Marginales. La parte más profunda de la cuenca, con 5000 m de sedimentos, se encuentra cerca de Logroño, en su extremo más noroccidental.
Debido a su evolución geológica policíclica, los Pirineos pueden atribuirse a dos grandes ciclos orogénicos:
Los estudios estructurales y petrológicos en rocas metamórficas de la Zona Axial y de la Zona Pirenaica Norte han permitido demostrar la existencia de restos precámbricos incorporados. Por ejemplo, en el basamento del macizo del Canigó y en el levantamiento del basamento del Agly se descubrieron restos de un basamento precámbrico (reconocidos por datación radiométrica en granitoides y por ciertas estructuras de origen tectónico), que posteriormente se incorporaron al orógeno varisco por los movimientos tectónicos y el metamorfismo asociado.
Sin embargo, los resultados radiométricos originales no fueron confirmados por el método SHRIMP (solo se encontraron edades Ordovícicas entre 477 y 471 millones de años). [5] Por lo tanto, el origen Cadomiano del basamento es incierto.
Las rocas precámbricas son principalmente gneises y metasedimentos de facies de anfibolita y granulita intruidos por charnoquitas .
Las rocas metamórficas del Cambro-Ordovícico comprenden migmatitas de grado superior de facies de anfibolita, micaesquistos con andalucita , cordierita y estaurolita de grado inferior de facies de anfibolita y filitas de grado de facies de esquisto verde .
Los sedimentos epicontinentales psamíticos del Neoproterozoico y del Paleozoico Inferior son una sucesión detrítica ( arenisca y lutita ) muy espesa, esencialmente desprovista de fósiles . Estos sedimentos fueron en gran parte superpuestos posteriormente por la orogenia varisca. Intercalados cerca de la base de la sucesión detrítica hay carbonatos.
La sucesión (meta)sedimentaria comienza con el Grupo Canaveilles de 2000 a 3000 m de espesor en el Ediacárico hace unos 580 millones de años. Sus sedimentos consisten principalmente en lutitas y grauvacas con riolitas y carbonatos intercalados. Dentro de la capa de empuje del Cadí, calizas con arqueociatidos se desarrollaron durante el Cámbrico Inferior . Al comienzo del Cámbrico Medio, el Grupo Canaveilles es reemplazado por el Grupo Jujols, una serie flyschoid de 2000 m de espesor que comprende esquistos , lutitas y limolitas intercaladas con carbonatos y cuarcitas. El Grupo Jujols es menos metamórfico que el Grupo Canaveilles mesozonal. Su sedimentación duró probablemente hasta el Ordovícico más bajo .
Durante la época Ediacárica y Ordovícica, los Pirineos estaban situados en el margen noroeste de Gondwana , donde formaban una continuidad lateral de áreas vecinas, como los macizos de Montagne Noire y Mouthoumet y el territorio suroeste de Cerdeña . [6]
Después de un hiato más largo, hasta 100 m de conglomerado del Caradociense (etapa 5 y 6 del Ordovícico) siguen discordantemente al Grupo Jujols, el Conglomerado Rabassa. Este está cubierto por casi 500 m de la Formación Cava, grauvacas intercaladas y lutitas que contienen horizontes volcánicos. La Formación Estana de 200 m de espesor está formada por calizas y lutitas calcáreas. Sus calizas del final del Ordovícico contienen una fauna bentónica ( braquiópodos , briozoos , cistoides ) así como conodontos . La sucesión termina con la Formación Ansobell mal estratificada (20 a 300 m), esquistos oscuros que contienen microconglomerados que indican un ambiente deposicional glaciomarino. La Formación Ansobell puede desarrollar una discordancia y a veces sigue directamente a la Formación Cava.
Las rocas volcánicas y los conglomerados incluidos sugieren condiciones tectónicas inestables, que probablemente están relacionadas con una etapa temprana de la orogenia caledonia (fase taconiana).
Durante el Rhuddaniano ( Silúrico ) inicialmente se depositaron 20 m de rocas cuarcíticas, la cuarcita Bar, seguidas de 50 a 250 m de lutitas oscuras, grafíticas , portadoras de graptolitos . El espesor de las lutitas puede aumentar en el oeste hasta 850 m. Ocupan casi todo el Silúrico ( Aeroniano hasta Pridoli ), documentado por los graptolitos. En su sección superior ( Ludlow ), las lutitas incorporan horizontes calcáreos y nódulos calcáreos (con conodontos, nautiloideos , bivalvos , crinoideos y ostrácodos ). Cerca de los macizos vascos, la facies calcárea cambia a una facies detrítica de areniscas y limopiedras intercaladas. Las lutitas portadoras de graptolitos se metamorfosearon más tarde en pizarras de facies de anfibolita inferior . Forman superficies de desprendimiento prominentes .
El Devónico es marino y rico en fósiles ( espiriféridos y trilobites como los facops ). Consta de seis áreas deposicionales (y una gran riqueza de formaciones) que difieren considerablemente en su evolución sedimentaria (especialmente en el Pirineo Vasco). Generalmente en el Pirineo occidental predominan las facies marinas someras, mientras que en el Pirineo oriental predominan las facies hemipelágicas con ocasionales fondos altos. El Devónico tiene espesores muy variables, su sucesión de 100-600 m (y en lugares 1400) de espesor está formada por muchas facies sedimentarias diferentes como grauvacas , calizas arrecifales y areniscas. Muy distintivas son las calizas con bandas de color rosa a rojo, azul o verde y las calizas nodulares, las llamadas griottes del Fameniano inferior . También se encuentran lutitas calcáreas y lutitas negras.
El Lochkoviense está formado por pizarras y calizas negras y es muy rico en conodontos. Durante el Pragiense se formó una cuña siliciclástica, la Cuarcita San Silvestre de la Formación Basibé. El período comprendido entre el Givetiense Superior y el Frasniense fue testigo de pronunciadas diferencias litológicas y un aumento de las tasas de sedimentación. En el Frasniense Inferior se desarrollaron complejos arrecifales, aunque al mismo tiempo se estaba aportando material siliciclástico al dominio occidental, central y vasco. A principios del Fameniense Medio , la sedimentación en los Pirineos se volvió más uniforme de nuevo y hasta finales del Devónico se depositaron calizas monótonas y condensadas con cefalópodos ( calizas Griotte y calizas Supragriotte nodulares de color gris a rosado ). Hacia finales del Fameniense empezaron a aparecer los primeros hiatos que condujeron a la emersión completa de los Pirineos occidentales al inicio del Misisipiano . La discordancia correspondiente, que existe únicamente en los Pirineos occidentales, pertenece a una fase de deformación temprana de la orogenia varisca (fase bretona).
Sólo en los Pirineos occidentales el Carbonífero Inferior (Misisipiense) se distingue de los sedimentos del Devónico por una discordancia, que comienza en el mar con un lecho transgresivo de cuarzo y guijarros. En cualquier otro lugar, las calizas del Supragriotte están cubiertas de manera conformada por sedimentos preorogénicos que comienzan con los Cherts Inferiores del Tournaisiano . Los Cherts Inferiores comprenden 50 m de cherts negros con nódulos de fosfato intercalados con lutitas negras. Después de un interludio de calizas grises, nodulares y con goniatitas , los Cherts Superiores se depositaron durante el Viséano: cherts grises o verdes a veces intercalados con piroclásticos y que terminan con calizas nodulares grises.
El Mississippiano se transforma posteriormente en los sedimentos detríticos sinorogénicos de casi 1000 m de espesor de la facies Kulm. Una excepción son los Pirineos occidentales, donde, durante el Serpujoviense , calizas laminadas de color gris oscuro preceden al Kulm. Los sedimentos diacrónicos de Kulm son una intercapa de tipo flysch ( turbiditas ) de areniscas y lutitas oscuras, precursoras de los movimientos tectónicos variscos. También contienen capas de calizas hemipelágicas, conglomerados, brechas carbonosas, así como olistolitos . La sedimentación de la facies Kulm comenzó en el este ya en el límite Viséano/Serpujoviense ( Namuriano ), pero al oeste del río Gallego, comenzó solo a principios del Pensilvánico (Alto Westfaliano, Bashkirio ). En los Pirineos vascos, la sedimentación de Kulm perduró hasta el Moskoviano. Los sedimentos de Kulm se depositaron como depósitos de cañón en el talud continental o como abanicos submarinos en una zona profunda migratoria hacia el suroeste del orógeno varisco.
La orogenia varisca se expresa como una importante discordancia dentro de la sucesión sedimentaria paleozoica, situada habitualmente por encima del Westfaliano Inferior ( Bashkiriense ) y por debajo del Stephaniano ( Moscoviense ), pero a veces incluso por debajo del Westfaliano Superior. Los movimientos tectónicos ocurrieron, por tanto, hace unos 310 millones de años, datados por plantas fósiles.
El Westfaliano Superior presenta una importante discordancia en su base y está formado por conglomerados . El Moscoviense está representado por lutitas de color negro azulado, sobre las que se encuentra la denominada Unidad Gris del Kasimoviense (Stephaniano B) y las Capas de Transición del Gzheliano (Stephaniano C y Autuniano). Estos sedimentos no son metamórficos o solo han sufrido una metamorfosis débil, mientras que los sedimentos situados por debajo de la discordancia han experimentado plenamente el metamorfismo varisco.
Los efectos de largo alcance de la orogenia varisca influyeron en el dominio pirenaico de muchas maneras. De importancia primordial fueron las tensiones de compresión que plegaron los sedimentos paleozoicos. Se desarrollaron varias generaciones de pliegues, a veces superponiéndose entre sí. Asociadas a los pliegues están las esquistosidades . Los sedimentos paleozoicos y su basamento precámbrico también sufrieron metamorfosis en condiciones de alta temperatura y baja presión ( HP/LT ). En algunos lugares se alcanzó la anatexis , un ejemplo de ello fue la fusión de algunos gneises precámbricos del basamento prevarisca junto con sus esquistos de mica envolventes. Otra consecuencia importante de la orogenia fue el magmatismo orogénico tardío que colocó granitoides ( granodioritas y granitos de biotita ) de composición principalmente ácida pero ocasionalmente también básica. Entre estos granitoides se encuentran cuerpos intrusivos, bastante difusos y de asentamiento profundo asociados con migmatitas , aunque también plutones típicos y bien definidos que a menudo se elevan hacia los núcleos de los anticlinales dentro del cinturón plegado varisco. El magmatismo principal perduró de 310 a 270 millones de años (finales de las eras de enfriamiento del Pensilvánico y principios del Pérmico). Un buen ejemplo de magmatismo principal es la granodiorita Maladeta de 280 millones de años.
También fue importante la fracturación tardía en condiciones frágiles. Las fracturas en desarrollo probablemente siguieron a zonas débiles que ya se habían iniciado durante el Paleozoico. La dirección principal de estas fracturas es WNW-ESE, la llamada dirección Pirenaica , de la que un excelente ejemplo es la falla pirenaica del norte. Estas fracturas desempeñarán un papel decisivo durante el desarrollo posterior del orógeno.
Compárese también con: Cuenca de Aquitania — Evolución sedimentaria
Los sedimentos depositados después de la Fase Asturiana en el Westfaliano Superior (Moscoviense) hasta el Triásico Superior pueden considerarse como molasas del orógeno Varisco que experimentaron una extensión tardía. En los semifosas, 2500 de los sedimentos se acumularon al final del Carbonífero y durante todo el Pérmico, principalmente rocas no marinas y basálticas - andesíticas intercaladas. [7] Las formaciones detríticas de afinidad lacustre con medidas de carbón durante el Estefaniano ( Kasimoviense y Gzheliano ) seguidas de areniscas rojas con restos vegetales durante el Pérmico son productos erosivos típicos de una cadena que no ha alcanzado la estabilidad.
La Unidad Gris del Kasimoviense es una secuencia de tamaño de grano decreciente, que comienza con brechas y conglomerados y cambia a areniscas y lutitas carboníferas ( la antracita se extrae cerca del Campo de la Troya). También se incluyen capas andesíticas que pueden alcanzar espesores significativos en algunos lugares. Las Capas de Transición también son una secuencia de tamaño de grano decreciente (conglomerados, areniscas y lutitas carboníferas), pero, en lugar de andesitas, incluyen tobas y lavas riodacíticas . Se cierran con calizas lacustres que contienen estromatolitos , carófitos y ostrácodos.
Los estratos rojos continentales del Pérmico descansan discordantemente sobre las capas de transición. Presentan fuertes variaciones en sus espesores y alcanzan los 800 m, a veces incluso los 1000 m. Se encuentran principalmente en el Pirineo Vasco y en la Zona Axial. Al igual que los sedimentos del Estefaniense, se depositaron como sedimentos aluviales (en abanicos y en corrientes efímeras) y lacustres dentro de cuencas transtensivas del orógeno varisco.
Las fracturas mencionadas fueron decisivas para determinar la distribución de facies durante este intervalo. También influyeron en la distribución de erupciones volcánicas durante el Pérmico, como el volcanismo calcoalcalino del Pic du Midi d'Ossau y los basaltos del País Vasco. El desencadenante de estas erupciones volcánicas fueron probablemente los primeros movimientos de torsión de Iberia con respecto a la placa euroasiática.
En la Zona Axial, el Pérmico se puede subdividir en tres series sedimentarias (de arriba a abajo):
El Triásico Inferior detrítico ( Buntsandstein ) es muy similar al Pérmico. Alcanza los 400 a 500 m de espesor y está formado por conglomerados gruesos, areniscas, psammitas con restos vegetales ( Equisetitas , Coniferomyelon) así como arcillositas de color verde y rojo a púrpura. En esta época, la penillanura del orógeno varisco había alcanzado una fase avanzada y los espacios de acomodación sedimentaria comenzaron a ensancharse.
Las sucesiones sedimentarias desde el Triásico Medio hasta el Jurásico Superior son muy similares en ambas vertientes de los Pirineos.
Durante el Triásico medio , el mar avanzó de nuevo, pero alcanzó solo la zona norte de los Pirineos y el País Vasco. Los sedimentos resultantes que quedaron son de 20 a 100 m de calizas celulares dolomíticas, calizas fosilíferas grises y calizas onduladas. En el Triásico superior ( Keuper ), la sedimentación se extendió por todo el dominio pirenaico. Hace unos 220 millones de años (durante el Carniense ) se depositaron evaporitas en lagunas y fosas sépticas: arcillas variegadas, ricas en hierro y con contenido en yeso, yeso, anhidrita , margas dolomíticas, dolomías, sal gema , así como sales de potasio y magnesio. Las evaporitas sirvieron más tarde como importantes horizontes de desprendimiento. En el límite, se formaron toleítas doleríticas ( ofitas ) del Triásico superior/ Hettangiense en los Pirineos y en la cuenca sur de Aquitania, lo que indica movimientos posteriores a lo largo de las zonas de fractura (erupciones de fisuras submarinas y umbrales en sedimentos no solidificados del Keuper ).
La sedimentación durante el Jurásico se caracteriza por el crecimiento de una plataforma carbonatada. Los sedimentos son principalmente depósitos epicontinentales de carácter lacustre, así como calizas, margas y dolomías con faunas marinas o litorales. La cuenca estuvo bajo tensión durante este período y como resultado se crearon largos horsts y estructuras de fosas con diferentes tasas de subsidencia siguiendo más o menos la tendencia de las fracturas variscas. Su lado norte está bordeado por la plataforma aquitana relativamente estable. La cuenca probablemente se debe a un adelgazamiento de la corteza que se infiltra desde el dominio atlántico.
El Lias se inició con una transgresión más importante que los avances de los mares Muschelkalk y Keuper. Su espesor total varía entre 150 y 400 m. El nivel del mar siguió subiendo durante el Hettangiense y se depositaron calizas fosilíferas; esta tendencia se invirtió más tarde en una regresión dejando evaporitas (sal gema y anhidrita con algunas intercapas calcáreas). En el borde de la cuenca y en los Pirineos orientales, se depositaron calizas arcillosas y dolomías bandeadas con capas de anhidrita; las dolomías se transformaron al disolverse la anhidrita en brechas monogénicas. La regresión continuó durante el Sinemurien inferior , sedimentando calizas bandeadas intra y supramareales y dolomías. En el Sinemurien superior (Lotaringien), se establecieron condiciones marinas más abiertas debido a un renovado aumento del nivel del mar; En las partes más profundas de la cuenca, se desarrollaron calizas fosilíferas, mientras que, en las partes altas, se acumularon calizas oolíticas. El Lias medio ( Pliensbachiano ) también comenzó transgresivo con sedimentos detríticos de grano fino, calizos a margosos (oolitos ferruginosos, calizas fosilíferas y margas) que se transforman en margas. En los Pirineos orientales, se formaron arcillosas piríticas debido a un ambiente mal oxigenado; contienen una fauna muy diversa de amonites pertenecientes al dominio sudoriental francés, mientras que la población de amonites en el lado atlántico es más bien monótona. Durante el Lias superior ( Toarciense ), el mar alcanzó un nivel alto, continuó con la sedimentación detrítica de grano fino y depositó margas pelágicas negras ( marnes noires y schistes esquilleux ). Hacia el final del Lias, las tendencias regresivas se hicieron notar nuevamente.
El descenso del nivel del mar continuó hasta el Jurásico medio . Cerca de Pau comenzó a formarse una barrera de oolitos que se extiende hacia el norte hasta Poitiers . Dividió la cuenca sedimentaria en dos grandes dominios de facies: un dominio occidental más profundo, abierto al Atlántico y con sedimentación inframareal (calizas arcillosas de color negro a azulado ricas en organismos bentónicos, microfilamentos y amonitas) y un dominio oriental, poco profundo y cerrado, con sedimentación intermareal (facies carbonatadas variables como pseudooolitos y dolomías bandeadas, pero también evaporitas con anhidrita). Estos sedimentos intermareales experimentaron una fuerte dolomitización contemporánea . Hacia finales del Jurásico medio, el nivel del mar descendió aún más.
Durante el Jurásico Superior ( Titónico ) y, especialmente, durante el Cretácico Inferior, se produjeron cambios drásticos. Iberia comenzó a separarse del Macizo Armoricano en dirección sur y, a su paso, el Golfo de Vizcaya comenzó a extenderse lentamente (con formación de corteza oceánica desde el Albiano Medio hasta finales del Coniaciense ).
La sedimentación en el Malm (espesor total de 600 a 750 m) no aumentó hasta el Oxfordiense superior , estando presente el Oxfordiense inferior raramente. El Oxfordiense superior de 100 a 150 m de espesor está representado al oeste de la barrera oolítica por sedimentos de plataforma intramareal (calizas arcillosas a arenosas, con pirita), mientras que, en el este, continúa la dolomitización. En tiempos del Kimmeridgiano , las diferencias de facies se atenuaron debido a la somerización del dominio occidental, dando lugar a calizas litográficas negras de grano fino y calizas lacustres de grano fino. Durante el Tithoniano, se establecieron fuertes tendencias regresivas que llevaron a una retirada completa del mar. En el País Vasco, el mar se había retirado ya al final del Kimmeridgiano. Durante las épocas de descenso del nivel del mar, quedaron atrás facies evaporíticas, dolomíticas, lagunares y lacustres.
Después de un re-avance del mar hacia el sudeste en el Berriasiano a través de un pequeño estrecho al este de Pau, que depositó 100 m de calizas inter- a submareales y una facies de borde detrítico arenoso a arcilloso, la emersión comenzó durante el Neocomiano. Durante los tiempos Valanginiano y Hauteriviano , las margas arcillosas en la parte superior de los horsts emergidos se transformaron bajo condiciones climáticas ferralíticas en bauxitas , que fueron fosilizadas por transgresiones posteriores. Después de otra transgresión marina desde el este durante el Barremiense , las regiones de fosas alargadas en el dominio pirenaico recibieron de 200 a 300 m de sedimentos de plataforma marina de la facies Urgoniana, como dolomías, calizas algales , calizas foraminíferas y calizas rudistas . La facies Urgoniana puede perdurar en las Corbières y en la Zona Pirenaica Sur hasta el Albiense. Con la caída del nivel del mar en el Barremiano Superior, se sedimentaron arcillas negras con pirita y calizas lagunares ricas en ostrácodos y caráceos.
Después del límite Barremiense/ Aptiano , marcado por otra elevación del mar, hubo cuatro oscilaciones más del nivel del mar durante el Aptiense y el Albiano, que provocaron una acumulación de sedimentos muy significativa (en algunos lugares hasta 3000 m). Debido al hundimiento de fosas tectónicas en el dominio atlántico, las masas de agua del Atlántico y del Tetis se mezclaron por primera vez. Los sedimentos del Aptiense/Albiano se caracterizan por la interacción competitiva entre material orgánico y terrígeno de grano fino. El material orgánico es responsable de la formación de plataformas poco profundas construidas por rudistas , hexacorales y algas. En el Albiano superior, predominó el material terrígeno y se depositaron varias formaciones de arenisca parcialmente calcáreas marinas poco profundas. La región de origen del material detrítico fue el dominio Aragón /Pirineos que estaba experimentando un primer levantamiento epirogenético . En el mismo contexto, los sedimentos deltaicos fluviales de la Formación de Mixe fueron transportados desde el sur, y los conglomerados muy heterogéneos, de hasta 1000 m de espesor, de las Poudingues de Mendibelza , interpretados como el tope de un frente deltaico.
Poco antes del inicio del Cretácico Superior, el dominio pirenaico se había separado en el Albiense en dos reinos de facies sedimentarias muy diferentes. En el borde norte de Iberia (en la Zona Pirenaica Sur y en la Zona Axial), se estaban depositando carbonatos de plataforma. Debido a varias emersiones, solo muestran espesores muy reducidos. Debido a la transtensión en la Zona Pirenaica Norte, se desarrolló una cuenca de flysch muy fuertemente hundida (Cuenca Pirenaica Norte), que sigue esencialmente las zonas de fractura variscas de dirección este-oeste. La cuenca se estaba profundizando hacia el Atlántico y se estaba haciendo menos profunda hacia el este, donde termina antes del río Aude. Está dividida por los macizos del basamento de la Zona Pirenaica Norte en dos cordones: un cordón sur llamado sillon aturien , que recibió hasta 2500 m de flysch ardoisier y un cordón norte con el flysch noir . La cuenca del flysch está bordeada al norte por la relativamente estable plataforma aquitana. Probablemente se formó por un adelgazamiento extenso de la corteza que penetró desde el lado atlántico.
Al mismo tiempo que se producía la transtensión, se produjo el metamorfismo pirenaico , caracterizado por un elevado flujo de calor (las temperaturas máximas fueron de 500-600 °C) pero con presiones relativamente bajas ( metamorfismo HT/LP ). En estas condiciones, crecieron nuevos minerales como la biotita , el diópsido y la escapolita . El metamorfismo es diacrónico y se ha datado radiométricamente en la zona norpirenaica oriental como Albiano, mientras que en el País Vasco, en el oeste (por ejemplo en la Napa de mármol vasca), se ha datado solo como Campaniano . Es posible que el metamorfismo se prolongara de forma más suave hasta finales del Cretácico o incluso principios del Eoceno.
Dos grandes fases de deformación con desarrollo de esquistosidades (Albiano superior a Cenomaniano inferior y Santoniano a Maastrichtiano ) afectaron al dominio pirenaico durante el Cretácico superior, expresándose como discordancias en el registro sedimentario. La cuenca del flysch se acortó y en el borde norte de Iberia se formó una cuña orogénica que se desplazó lentamente hacia el antepaís norte. Como consecuencia, la cuenca del flysch que recibía los productos erosivos de la cuña se vio obligada a migrar también hacia el norte (cambio durante el Santoniano del centro de subsidencia de la Cuenca Pirenaica Norte a la Cuenca Subpirenaica). En consecuencia, la Cuenca Subpirenaica se rellenó con 1000 a 4000 m de flysch à fucoides .
Las zonas de fractura variscas estuvieron activas durante todo el Cretácico superior e influyeron decisivamente en la distribución de las facies sedimentarias. Esta actividad se vio acentuada por el magmatismo alcalino que se prolongó desde el Albiano medio hasta finales del Coniaciense; así, en el oeste de la zona pirenaica se produjeron extrusiones de lavas basálticas submarinas, mientras que más al este, en el Béarn y en la Bigorre, diferentes tipos de rocas magmáticas intruyeron los estratos del Cretácico superior.
Las secuencias sedimentarias del Paleoceno ponen de manifiesto las diferencias entre el Pirineo oriental y el occidental. En el oeste, se mantuvo la facies de plataforma marina y continuó el hundimiento de la cuenca del flysch. En el este, se depositaron los estratos rojos continentales de la facies Garumniense (cuya deposición se inició ya a finales del Cretácico), principalmente de facies aluvial y paludial. Al mismo tiempo, los primeros acortamientos y levantamientos tectónicos afectaron al Pirineo oriental.
En los Pirineos occidentales, la sedimentación marina también continuó durante el Eoceno . En dos cuencas de subsidencia a ambos lados de la cadena actual, se sedimentaron calizas, margas, areniscas foraminíferas y areniscas con fauna bentónica . Las sucesiones sedimentarias del Eoceno a lo largo del borde norte francés de los Pirineos (en la Zona Pirenaica del Norte) son bastante delgadas y llenas de cambios de facies. Allí, se pueden seguir transgresiones y regresiones de corta duración hasta el Languedoc . Durante el Ypresiense , comienzan a aparecer los primeros conglomerados.
Esta formación conglomerática de gran espesor, denominada Poudingues de Palassou, es el indicador de la fase orogénica más importante del dominio pirenaico, la fase principal pirenaica, que estuvo acompañada de deformaciones y levantamientos muy fuertes. Los conglomerados fueron posteriormente cubiertos discordantemente por estratos del final del Eoceno, por lo que la fase orogénica puede asignarse al intervalo Ypresiense/ Luteciano , es decir, hace aproximadamente 50 a 40 millones de años.
En la vertiente sur de los Pirineos, en Cataluña, se han datado formaciones conglomeráticas plegadas del Luteciano superior al Bartoniano , que representan el intervalo de hace 44 a 37 millones de años. También están superpuestas de forma discordante por sedimentos de finales del Eoceno que albergan una fauna continental.
La fase principal pirenaica se manifestó en ambos lados de la zona axial como fallas inversas y cabalgamientos con desplazamientos bastante grandes. Los movimientos se dirigieron hacia el norte en el lado francés y hacia el sur en el lado español. Pero su disposición espacial no fue simétrica; el lado español, por ejemplo, tiene estructuras con buzamiento mucho menor. Las fallas y cabalgamientos alteraron no solo la cubierta sedimentaria mesozoica y paleógena, sino también grandes partes del basamento varisco. El basamento había fallado no solo rígidamente en los sistemas de fracturas paleozoicas, sino que también sufrió deformaciones alpinas intensas alrededor de heterogeneidades y anisotropías en su tejido estructural.
A la fase principal pirenaica le siguieron otras fases de deformación de menor importancia, que contribuyeron a la aparición final del orógeno. En el margen norte de la cuenca del Ebro, cerca de las Sierras Marginales, por ejemplo, el Oligoceno plegado está cubierto de forma discordante por un Mioceno detrítico de origen continental, de disposición plana , lo que apunta a otra fase de deformación al final del Oligoceno, hace unos 25 millones de años.
Tras el inicio del Mioceno, el orógeno elevado sufrió una fuerte erosión, expresada en enormes cantidades de melaza que se vertían en las cuencas del antepaís, como por ejemplo la cuenca de Aquitania. En el Plioceno , se inició un nuevo levantamiento, que dio lugar a la formación de enormes abanicos aluviales en el frente de la montaña, siendo un ejemplo notable el abanico aluvial de Lannemezan . Otra consecuencia importante del levantamiento fue la penillanura . Se han encontrado varios niveles de penillanura a alturas muy diferentes (3000 a 2000 m en la Zona Axial, cerca de 1000 m en el Pays de Sault, cerca de 400 m en el macizo de Agly y a 100 m en las Corbières). Generalmente se vuelven más bajos en el este, con varios levantamientos hacia el final del Oligoceno, hacia el final del Mioceno ( penillanura Póntica ) y hacia el final del Plioceno ( penillanura Villafranquiana ).
Los sedimentos neógenos se han conservado en los Pirineos principalmente en pequeños fosos próximos al Mediterráneo (cerca de La Cerdanya ). Los fosos también han sido inundados repetidamente por el Mediterráneo, como por ejemplo el foso cerca del Ampurdán y los fosos del Rosellón que contienen fauna del Plioceno. Estas estructuras extensionales deben su existencia muy probablemente a nuevos movimientos en fracturas variscas. La zona volcánica muy joven cerca de Olot probablemente tenga una causa similar.
Durante el Cuaternario , los Pirineos sufrieron varias glaciaciones , pero de mucha menor intensidad que, por ejemplo, en los Alpes. Grandes glaciares avanzaron por los valles del Gave d'Ossau , Gave de Pau , Garona y Ariège en el lado norte francés. Hoy en día subsisten unos 20 glaciares verdaderos más pequeños, así como circos y restos glaciares (como el glaciar Aneto, el glaciar de Ossoue en el macizo de Vignemale y los glaciares de Maladeta y Monte Perdido). Todos estos glaciares han sufrido un gran retroceso desde 1850 debido al calentamiento global . La superficie total glaciar ascendía a 45 km2 en 1870, mientras que en 2005 solo quedaban 5 km2 .
Los Pirineos han experimentado una evolución geológica muy larga con múltiples orogenias . Restos de corteza neoproterozoica (Canigou, Agly) apuntan a posibles dominios cadomianos . Los indicios de movimientos caledonianos son algo más claros (conglomerados y rocas volcánicas en el Ordovícico). Durante la orogenia varisca en el Pensilvánico, la Zona Axial y la Zona Pirenaica Sur se convirtieron en una parte integral de lo que se convertiría en el microcontinente Iberia. Las Sierras Marginales formaban parte del Bloque del Ebro, una sección nororiental de Iberia. La pertenencia de la Zona Pirenaica Norte es aún incierta, pero la Zona Subpirenaica ciertamente formaba parte del microcontinente Aquitania. Iberia y Aquitania estaban en el lado sur del Corrimiento Varisca Sur y, por lo tanto, constituían el antepaís del orógeno varisca. Ambos microcontinentes se habían originado a partir del margen norte de Gondwana .
Al final de la orogenia varisca, Iberia todavía estaba conectada con el noroeste de Francia (el Macizo Armoricano ) y muy probablemente era una prolongación noroccidental de Aquitania. Sus movimientos posteriores fueron vitales para el ciclo alpino de la orogenia pirenaica. Esto es aceptado por la mayoría de los geólogos, aunque los detalles de los movimientos de Iberia aún son inciertos.
Durante el Jurásico Superior , una grieta se propagó desde el Atlántico Central en expansión a lo largo del margen continental del noroeste de Francia hacia Aquitania . Esto sucedió probablemente ya en el Titoniano . Como consecuencia, la grieta acuñó a Iberia hacia el sur y la separó del Macizo Armoricano. A raíz de esto, la corteza continental se adelgazó y, finalmente, comenzó a formarse una corteza oceánica en el Aptiense Medio : la apertura del Golfo de Vizcaya estaba en marcha. La oceanización final del Golfo de Vizcaya se logró en tiempos Santonienses / Campanienses (hace unos 84 millones de años, como lo atestigua la polaridad magnética chron C 34). Los estudios paleomagnéticos muestran además una rotación de 35° en sentido antihorario de Iberia. El movimiento de deriva de Iberia había ocupado todo el Cretácico Inferior. Debido al movimiento de rotación, el borde noreste de Iberia comenzó a interferir con Aquitania, creando primero separaciones transtensionales a lo largo de la Zona Pirenaica del Norte en el Albiano Medio . El adelgazamiento de la corteza asociado con el proceso de rifting transtensional condujo al metamorfismo HT/LP en la Zona Pirenaica Norte, cuyo inicio se data hace unos 108 millones de años. Al mismo tiempo, las lherzolitas finalmente se emplazaron. El movimiento transcurrente a lo largo de la zona de pull-apart de los Pirineos Norte también estuvo acompañado por magmatismo alcalino que duró desde el Albiano Medio hasta el final del Coniaciense . La lenta progresión del metamorfismo hacia el oeste parece implicar una gran cizalladura sinistral entre Iberia y Aquitania, estimada en un desfase de unos 200 km (el metamorfismo llegó al País Vasco solo hace unos 80 millones de años en el Campaniano ).
A principios del Turoniense , hace unos 90 millones de años, el régimen transtensional había terminado y fue reemplazado por el de compresión . El rifting en las cuencas vasco-cantábrica, pirenaica septentrional y subpirenaica había cesado y se había iniciado la inversión de cuenca; las fallas tensionales se utilizaban entonces como cabalgamientos. Esta primera fase compresiva, bastante débil y con tasas de acortamiento muy bajas (menos de 0,5 mm/año), se prolongó hasta finales del Thanetiense . En la vertiente española del orógeno se emplazaron las primeras láminas de cabalgamiento (Pedraforca superior, Bóixols y Turbón).
En el Ilerdiense y Cuisiense ( límite Paleoceno / Eoceno , Thanetiense/ Ypresiense , hace unos 55 millones de años), los Pirineos sufrieron una fuerte compresión en la corteza superior, lo que provocó la actual zonificación y organización estructural del orógeno. El orógeno fue comprimido en una estructura asimétrica en forma de abanico debido a la subducción abortada de Iberia bajo Aquitania. Esto se infiere del comportamiento de la discontinuidad de Mohorovicic, que en la Falla Pirenaica Norte salta abruptamente de 30 a 50 km de profundidad. Esta fase principal pirenaica duró hasta hace unos 47 millones de años (inicios del Lutetiense ), mostrando altas tasas de acortamiento de 4,0 a 4,4 mm/año y emplazando, por ejemplo, las capas de cabalgamiento del Pedraforca Inferior y del Montsec. [8]
Tras la fase principal pirenaica, se sucedieron otras fases de deformación compresiva durante el Oligoceno y el Plioceno . Desde el Neógeno , el orógeno presenta un colapso postcinemático (estructuras de fosas en su extremo oriental, volcanismo cerca de Olot) asociado a la ampliación del Golfo de León y la apertura de la Fosa de Valencia. El orógeno sufre aún una fuerte erosión (desde el Eoceno), movimientos isostáticos, extensión postcinemática e incluso una renovada compresión (en los Pirineos occidentales) que pueden provocar seísmos de magnitud media (un seísmo de magnitud 5,1 cerca de Arudy en 1980 [9] con una magnitud de 5,1, près summary])</ref> y un seísmo de magnitud 5,0 en 2006 cerca de Lourdes [10] y otros seísmos históricos que incluso destruyeron partes de pueblos, como por ejemplo un seísmo de magnitud ≥ 6,0 cerca de Arette en 1967, donde el 40% de los edificios resultaron dañados y el campanario de la iglesia se derrumbó).
La organización estructural asimétrica en abanico y con forma de flor del orógeno pirenaico antes mencionada se ha interpretado hasta ahora de la siguiente manera: [11]
Las opiniones actuales favorecen la subducción de Iberia debajo de Aquitania; esta interpretación parece estar respaldada por los resultados de la sísmica profunda (ECORS) [12] y los perfiles magnetotelúricos [13] a través del orógeno.
Las estimaciones del acortamiento general a lo largo del orógeno pirenaico se sitúan principalmente entre 100 y 150 km. Utilizando los datos ECORS, Muñoz (1992) llega a 147 km de acortamiento con la subducción de la corteza media e inferior ibérica ocupando alrededor de 110 km. [14] Otras interpretaciones de los datos ECORS condujeron al reconocimiento de una corteza ibérica de 50 km de espesor que estaba subduciendo debajo de la corteza aquitana de 30 km de espesor. Como consecuencia, se formó un nivel de desprendimiento intracortical de bajo ángulo a 15 km de profundidad, por encima de la corteza ibérica media e inferior en subducción. A lo largo de este desprendimiento, las rocas que ahora forman la Zona Axial, la Zona Pirenaica Sur y las Sierras Marginales se deslizaban hacia el sur y gradualmente ascendían a la superficie. Con una constricción continua, la Zona Axial se combó en una pila antiformal dirigida al sur . Hacia el final de la subducción, se inició un retroceso cerca del trazado real de la falla pirenaica del norte, que estaba cortando hacia arriba la corteza aquitana aprovechando su naturaleza previamente adelgazada y fallida. Cuando finalmente se bloqueó el proceso de subducción, partes de la zona axial del norte y de la zona pirenaica del norte con fragmentos de corteza inferior y lherzolitas intercaladas entre ellas fueron empujadas hacia el norte sobre la zona subpirenaica.
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