La cuenca de Aquitania es la segunda cuenca sedimentaria mesozoica y cenozoica más grande de Francia después de la cuenca de París , y ocupa una gran parte del cuadrante suroccidental del país. Su superficie cubre 66.000 km2 en tierra . Se formó sobre un basamento varisco que estuvo en penillanura durante el Pérmico y luego comenzó a hundirse a principios del Triásico . El basamento está cubierto en la cuenca de Parentis y en la cuenca subpirenaica, ambas subcuencas de la cuenca principal de Aquitania, por 11.000 m de sedimento.
La cuenca de Aquitania, llamada así por la región francesa de Aquitania , tiene forma de embudo con su apertura apuntando hacia el océano Atlántico . Aquí se encuentra durante 330 km con la costa atlántica recta, más o menos de norte a sur, pero continúa mar adentro hasta el talud continental . Al sur, está delimitada durante 350 km por los Pirineos con dirección oeste-noroeste-este-sureste . En el sureste, la cuenca alcanza el Seuil de Naurouze (también llamado Seuil du Lauragais ) entre la Montagne Noire en su lado norte y la cordillera de Mouthoumet en el sur. Justo al oeste de Narbona , la cuenca está cubierta por empujes pirenaicos . El límite noreste de la cuenca está formado por los afloramientos del basamento arqueado del Macizo Central . A través del Seuil du Poitou de 100 km de ancho en el noreste, la cuenca está conectada con la Cuenca de París . En el extremo norte, la cuenca linda con el basamento varisco de Vendée , orientado este-oeste , la parte más meridional del Macizo Armoricano .
La cuenca de Aquitania es una cuenca de antepaís muy asimétrica . Alcanza su parte más profunda, de 11 km, justo delante del cabalgamiento de los Pirineos del Norte.
La isóbata de 2.000 m sigue más o menos el curso del río Garona y divide la cuenca en una plataforma septentrional relativamente poco profunda, la denominada meseta de Aquitania , y en una región meridional mucho más profunda y fuertemente plegada. La plataforma tabular del norte contiene únicamente una sucesión sedimentaria muy reducida, suavemente ondulada y ocasionalmente con fallas . La intensidad del plegamiento en la región meridional aumenta de forma constante hacia el sur, y las estructuras se complican aún más por el diapirismo salino superpuesto .
Esta subdivisión estructural algo simplificada se complica por la cuenca de Parentis que se extiende hacia el Atlántico. La cuenca de Parentis está situada en el golfo de Gascuña y también alcanza los 11 km de profundidad; es una cuenca simétrica orientada de este a oeste y desemboca cerca de Arcachon . Esta subcuenca está sustentada en su lado más occidental por una corteza oceánica que data de entre 100 y 95 millones de años antes del presente ( Cenomaniano ). Está limitada por fallas de desgarro dextrales (posibles fallas transformantes ) y probablemente representa una cuenca de separación .
(Nota: Las cuencas pérmico-triásicas como la cuenca de Brive y la cuenca de Grésigne se consideran pertenecientes al basamento del Macizo Central.)
Se han llevado a cabo investigaciones estructurales y sedimentológicas de la cuenca en más de 70 pozos perforados que encontraron el basamento varisco, a veces por debajo de los 6.000 m de cobertura sedimentaria.
La evolución sedimentaria en la cuenca de Aquitania comienza en el Triásico Inferior, cerca del cabalgamiento norpirenaico. A partir de aquí, se fue extendiendo lentamente hacia el norte.
La sedimentación se inició en el extremo sur de la cuenca de Aquitania durante el Triásico Inferior con areniscas y lutitas coloreadas , seguida durante el Triásico Medio por calizas dolomíticas , estratos evaporíticos y lutitas coloreadas. Durante el Triásico Superior continuaron precipitándose evaporitas, coronadas por coladas de lava ofíticas ( doleritas y toleítas ). Las evaporitas se activaron más tarde como diapiros durante la orogenia pirenaica y las lutitas sirvieron como horizontes de desprendimiento a lo largo de los cuales los sedimentos triásicos fueron comprimidos hacia el norte hasta la línea Arcachon- Toulouse .
Los sedimentos son típicamente germanotípicos , es decir, muy similares a la sucesión Triásica en Alemania . En el norte de la meseta aquitana, solo se conserva un Triásico superior continental. En el sur, los sedimentos son marinos y muestran su pleno desarrollo. La transgresión marina triásica probablemente invadió la cuenca sur de Aquitania desde el sureste o desde el sur (desde el Tetis ) a través de la región pirenaica, todavía sumergida en ese momento. Los sedimentos indican un ambiente marino restringido y poco profundo con períodos de desecación que crearon evaporitas. Los sedimentos triásicos pueden alcanzar un espesor máximo de 1.000 m y llegar tan al norte como la línea del estuario del Garona - Brive .
El ciclo Jurásico, enteramente marino, se puede subdividir en siete secuencias de segundo orden delimitadas por discordancias , tres en el Lias , dos en el Dogger y dos en el Malm :
El ciclo Jurásico completo sólo se conserva en Quercy ; más al sur, por ejemplo en la cuenca subpirenaica, el ciclo presenta numerosas lagunas.
La secuencia basal Hettangiense -Sinemurien es totalmente transgresiva sobre rocas del basamento o sedimentos del Pérmico-Triásico. En esa época, se depositaban los primeros sedimentos marinos abiertos (aunque bastante pobres en fósiles) en la cuenca de Aquitania. La Transgresión de Lias , como también se la llama, comenzó a invadir toda Aquitania durante el Sinemuriense , caracterizado por sedimentos calcáreos-dolomíticos, parcialmente oolíticos . A pesar de regresiones menores durante el Pliensbachien hacia finales del Lias y principios del Dogger, el mar había cubierto las rocas del basamento del Macizo Central y de la Vendée occidental (alcanzando los límites actuales) en 30 km. En la meseta de Aquitania, al norte, se construyó una plataforma interior hasta el sur de la línea La Rochelle - Angulema - Périgueux - Figeac . En esta plataforma, los sedimentos de transgresión generalmente detríticos del Hettangiano normalmente comprenden un conglomerado de base , arcosas y capas bastante gruesas de areniscas y lodolitas ricas en material vegetal. El resto del Hettangiano está formado por sedimentos marinos depositados en un ambiente restringido ( lagunar ) que evolucionan hacia una facies lacustre (esquistos verdes, margas coloreadas, calizas dolomíticas y calizas laminares ricas en fósiles enanos y capas intermedias evaporíticas). Los sedimentos del Sinemuriano son nuevamente completamente marinos y contienen una fauna pelágica (calizas bandeadas blandas y calizas litográficas duras). Al final del Sinemuriano, se produjo una regresión repentina, formándose suelos duros .
La segunda secuencia del Lias es nuevamente marina-transgresiva y comienza durante el Lotaringio / Carixiense Inferior . Los sedimentos pueden ser bien datados por ammonites —( Arietites , Oxynoticeras , Deroceras y Uptonia jamesoni ). Son principalmente calcáreos y ricos en granos de cuarzo y guijarros del Sinemuriano retrabajado. El Carixiense Superior consiste en capas de caliza margosa muy fosilífera ( Aegoceras capricornu ) intercaladas con margas grises. A estas les siguen margas con ammonites ( Amaltheus margaritatus ) y ostras ( Gryphaea cymbium ) que indican un entorno de plataforma abierto al Océano Atlántico en expansión. Durante el Domeriense inferior, se establece por primera vez una conexión con la cuenca de París a través del Seuil du Poitou y también con el mar Jurásico del sureste de Francia a través del Détroit de Rodez y el Détroit de Carcassonne. Durante el Domeriense superior, se inicia otra regresión dejando calizas arenosas muy ricas en fósiles ( Pleuroceras spinatum , Pecten aequivalvis ). Estas rocas de facies litorales pueden transformarse en oolitos ricos en hierro a lo largo de sus márgenes. La secuencia termina nuevamente con suelos duros.
La tercera y última secuencia del Lias se inicia durante el Toarciense Inferior sin ningún depósito detrítico en su base, siendo los sedimentos margas negras portadoras de ammonites (con Harpoceras falciferum e Hildoceras bifrons ). Hacia finales del Toarciense y principios del Aaleniano , los sedimentos se transforman en calizas arenosas indicando otra regresión. Entre estas calizas arenosas se intercalan bancos de ostras, oolitos de hierro y capas de yeso ; contienen ammonites como Pleydellia aalensis y Leioceras opalinum . La secuencia termina con una discordancia erosiva.
En la parte sur de la cuenca aquitana, la deposición de evaporita (incluyendo capas de anhidrita ) iniciada en el Triásico continúa a lo largo del Lias; alcanza un espesor de hasta 500 m.
El Dogger alcanza un espesor máximo de unos 300 m a lo largo de una zona de dirección norte-sur que va de Angulema a Tarbes . A lo largo de esta zona comenzaron a crecer arrecifes , dividiendo la cuenca de Aquitania en dos grandes dominios de facies. Los complejos arrecifales prominentes están situados al este de Angulema, al noroeste de Périgueux y al este de Pau . Los arrecifes están asociados con oolitos calcáreos y marcan una zona de alta energía. En el dominio de plataforma poco profundo al este de los arrecifes, se depositaron calizas neríticas en el norte y dolomías en el sur; en el Quercy, incluso se formaron calizas supramareales con lignito . En el dominio occidental abierto hacia el Atlántico, los sedimentos pelágicos comprenden margas calizas con amonita muy ricas en microfósiles filamentosos ( briozoos ).
La primera secuencia del Dogger (nota: las secuencias sólo se distinguen en el dominio oriental de la plataforma) comienza a transgredir en un entorno restringido durante el Bajociense con dolomía . En algunos lugares, el Aaleniano se reelabora. El Bathoniano es calcáreo en el noreste, mientras que en el sureste mantiene su carácter dolomítico. El final de la secuencia en el Bathoniano inferior muestra tendencias regresivas con lignitos, brechas y fósiles lacustres en el Quercy. No se encuentran amonitas en el dominio oriental hasta el Kimmeridgiano, lo que constituye un gran obstáculo para los fines de datación correctos.
El reino de los Pirineos, por su parte, se caracteriza por una larga pausa.
La segunda secuencia en Dogger comienza en el Batoniano Medio con calizas lacustres y en algunos lugares con detritos brechificantes. A esto le siguen calizas neríticas precipitadas en condiciones tranquilas. Sin embargo, en el sur, continúan depositándose dolomías. La secuencia termina en el Calloviano con depósitos de facies de borde litoral.
La facies que divide la zona arrecifal persiste en el Malm . En el dominio occidental, inicialmente se depositaron margas y calizas con amonites , mientras que en el dominio oriental los sedimentos son dolomías calcáreas. El retroceso del mar jurásico se hizo evidente durante el Titoniano tardío con dolomías y brechas en la cuenca del Adour, evaporitas en Charente, sedimentos extremadamente litorales en Quercy, calizas lacustres en la cuenca de Parentis y anhidritas en Gers . Las vías marítimas que se habían abierto en el Lias se cerraron de nuevo y un solo arrecife persistió en el Périgord en La Tour-Blanche . Al final, el mar se retiró al sur del río Garona.
En el Oxfordiense inferior , la primera secuencia del Malm parece seguir al Calloviano sin una ruptura distintiva. Sin embargo, las calizas celulares y las brechas indican una reelaboración de los sedimentos (este fue ciertamente el caso en las Grands Causses más al este). Durante el Oxfordiense medio y superior, se depositan calizas marinas que incorporan arrecifes ocasionales. Los sedimentos del Kimmeridgiano inferior se sedimentan cerca de la costa, contienen ostras, erizos y marcas de ondulación .
La segunda secuencia del Malm comienza en el Kimmeridgiense superior y sólo presenta en algunos lugares rasgos regresivos, aunque el carácter sedimentario cambia. Se depositan brechas y los sedimentos también muestran retrabajaciones sinsedimentarias; comienzan a formarse calizas y margas periódicamente intercaladas con horizontes de lignito. Los sedimentos pueden datarse por las amonitas Aulacostephanus y Aspidoceras orthocera . Este ambiente deposicional fuertemente perturbado con una coexistencia de facies marinas abiertas y fangos depositados en condiciones reductoras en un entorno restrictivo parece coincidir con una primera individualización sedimentaria del reino pirenaico. El evento ha recibido su nombre de Virguliense a partir de la ostra Exogyra virgula . Durante el Tithoniano, la contracción de la cuenca se hizo aún más evidente, para terminar en una retirada casi completa del mar de la meseta de Aquitania antes del final del Tithoniano (el sur no se ve afectado por esto). Durante el Titoniano se desarrollan oolitos calcáreos portadores de hierro intercalados con margas, así como depósitos de dolomita y facies de borde, datados por Gravesia portlandicum .
En comparación con el Jurásico, el Cretácico presenta secuencias menos pronunciadas. Los sedimentos del Cretácico Inferior se limitan a las proximidades de los Pirineos. Lo más probable es que el intercambio de masas de agua oceánica fuera mejor hacia el reino de Tetis que hacia el Atlántico.
La sedimentación volvió a aumentar después de una pausa más prolongada en el Cretácico Inferior, pero solo en dos lugares: la cuenca de Parentis y la cuenca de Adour. Ambas subcuencas manifiestan una enorme subsidencia . Durante el Cretácico Inferior, la cuenca de Parentis recibió 2.000 m de sedimentos y la cuenca de Adour, 4.000 m. Mientras tanto, el resto de la cuenca de Aquitania está sujeta a una fuerte erosión.
El yacimiento de huesos de Angeac-Charente es un importante yacimiento fósil de la cuenca de Aquitania, que data del Berriasiano . [1]
Los primeros depósitos en las dos subcuencas fueron sedimentos litorales en facies Wealden, principalmente areniscas y lutitas. Durante el Barremiano , se precipitaron carbonatos marinos de aguas poco profundas, que cambiaron a sedimentos detríticos en la cuenca norte de Parentis. Cerca de Lacq , cambiaron a anhidritas lagunares. En el Aptiense superior , la facies Urgoniana formadora de arrecifes se estableció en ambas subcuencas: calizas fosilíferas compuestas de algas , pólipos coralinos y rudistas . La facies Urgoniana rodea completamente la cuenca Parentis y persiste hasta el Albiano.
Desde el inicio del Albiano , fuertes movimientos halocinéticos afectan la cuenca sur de Aquitania y, a su vez, influyen profundamente en los patrones de sedimentación. Como resultado, se desprenden brechas, conglomerados gruesos y turbiditas . En la cuenca de Parentis, se desarrolla una discordancia clara . Al mismo tiempo, los sedimentos de la meseta de Aquitania, más al norte, se pliegan en suaves trenes de ondas siguiendo el rumbo hercínico (noroeste-sudeste). Todos estos movimientos están correlacionados con los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos occidentales. Hacia el final del Albiano, el nivel del mar aumenta y, en consecuencia, los arrecifes calcáreos urgonianos están cubiertos de lodos.
La transgresión que comenzó a finales del Albiano se extendió rápidamente hacia el norte durante el Cenomaniano . En la parte norte de la cuenca de Aquitania, el mar del Cenomaniano recuperó casi las mismas áreas que habían sido ocupadas por el mar del Jurásico; en el este, sin embargo, solo alcanzó la línea Brive- Cahors -Agen- Muret -Carcassonne. La región del posterior cabalgamiento pirenaico norte es un límite de facies decisivo en este momento: al norte, la sedimentación de la plataforma continuó, pero al sur se desarrollaron cuencas de rápido hundimiento en las que se desprendieron sedimentos de flysch (y parcialmente también brechas de flysch salvaje ) del reino pirenaico. Cerca de Saint-Gaudens , los sedimentos de flysch están acompañados incluso por rocas volcánicas: traquitas y lavas ultrabásicas . La sedimentación en las cuencas de flysch durante el Turoniano y durante el Coniaciense es muy inestable. La sedimentación del flysch continúa durante todo el Cretácico superior, donde se depositan principalmente areniscas y lutitas intercaladas con algunas capas carbonosas. Hacia finales del Cretácico superior, se observan signos del comienzo de una regresión y el mar retrocede antes del límite K/T. En la cuenca subpirenaica, cerca de los Pequeños Pirineos, el mar permanece hasta el Paleoceno inferior ( Daniense ).
En el resto de la cuenca de Aquitania se sedimentan principalmente calizas pelágicas ( facies de tiza ) durante el Cretácico Superior, incluidas las localidades tipo del Coniaciense , Santoniano y Campaniano en Charente.
En el extremo norte de la cuenca se desarrollan facies costeras más diferenciadas. En el norte, el Cenomaniano está formado por tres ciclos sedimentarios (de joven a viejo):
El Turoniense refleja un período de transgresión en el que el mar se expandió hacia el Lot. En este punto, el mar del Cretácico Superior había alcanzado su punto más alto. Esto también coincide con un óptimo climático con temperaturas medias globales del agua del mar de alrededor de 24 °C en comparación con los 13 °C actuales. El Turoniense puede subdividirse en dos partes:
Hacia el final del Turoniano, el Macizo Central conoció un levantamiento que se reflejó en los sedimentos del noreste de la Cuenca de Aquitania como un fuerte aporte de detritos, principalmente arenas en la parte superior del Angoumiano.
El Coniaciense y el Santonien se expresan como calizas calcáreas típicas en el norte, pero ambas etapas adquieren un carácter más arenoso al este de Périgueux.
El Campaniano sigue a una marcada discordancia. Las cuencas del flysch del sur comenzaron a expandirse hacia el norte. Cerca de Pau, antes del inicio de la sedimentación del flysch, una erosión muy fuerte eliminó todo el Cretácico Inferior, todo el Jurásico y, en ocasiones, incluso llegó hasta el basamento. Al norte de Pau, el Campaniano es una facies margosa llamada Aturiano . En la cuenca del norte de Aquitania, los sedimentos se vuelven más homogeneizados y se sedimentan como micritas calcáreas con sílex completamente marinas .
Durante el Maastrichtiano , comienza una regresión. Tras la deposición inicial de calizas bioclásticas que contenían rudistas y la formación de algunos complejos arrecifales compuestos por rudistas y corales aislados, el nivel del mar comienza a descender. El norte de Aquitania se sumerge y el mar se retira en etapas hacia el sur hasta la línea Arcachon-Toulouse. Al mismo tiempo, el borde norte de la cuenca experimenta otro episodio de plegamiento con pliegues de baja amplitud que se dirigen al noroeste y al sureste.
Durante el Paleoceno , la línea de costa seguía aproximadamente la línea Arcachon-Toulouse. En la Zona de Aquitania del Norte al norte de esta línea, los sedimentos poseen un carácter continental: lutitas rojas, arenas y calizas lacustres. El mar hizo un avance de corta duración en este dominio y dejó atrás calizas con equinoides . En la Zona de Aquitania Central (mitad norte de la cuenca sur), una plataforma se extendió hasta la línea Audignon -Carcassonne. Más al sur, en la Zona de Aquitania del Sur , prevalecieron condiciones de aguas profundas en el oeste, que se hicieron menos profundas hacia el este. Los sedimentos en el Golfo de Aturian (Golfe Aturién) en el oeste son calizas pelágicas que contienen globigerínidos , operculínidos y alveolínidos . Cerca de los Pequeños Pirineos, los sedimentos cambian a facies de aguas poco profundas ricas en madréporas, equinoides y operculínidos. Más al este, en Ariège y en el macizo de Corbières , los sedimentos se vuelven totalmente continentales y lacustres.
En el Eoceno inferior ( Ypresiense ), otro período transgresivo vio al mar avanzar hacia el norte en Médoc y el sur de Oléron ; en el sureste incluso alcanzó la Montaña Negra. En el Golfo Aturiano, se depositaron margas con Globorotalia , mientras que más al este se formaron margas y calizas ricas en turritella . Las áreas recién inundadas recibieron arenas y calizas ricas en alveolínidos y nummulitas . Mientras tanto, arenas ricas en hierro (en Charente) y melazas (en Libournais y en Agenais ) se sedimentaron en el norte y noreste continentales. El área de procedencia de estos depósitos continentales hasta tiempos del Ypresiense medio fue principalmente el Macizo Central.
Durante el Eoceno medio ( Luteciano y Bartoniano ), el nivel del mar siguió aumentando . La superficie cubierta por calizas alveolínidas y nummulitas aumentó hacia el norte hasta Blaye y Saint-Palais y hacia el este hasta Agenais. La cuenca subpirenaica se profundizó y, al mismo tiempo, se llenó con conglomerados traídos desde el este, las llamadas Poudingues de Palassou. Esto marcó el comienzo de la elevación del orógeno pirenaico y un cambio en la procedencia de los detritos del Macizo Central en el norte a los Pirineos en el sur. Los abanicos aluviales que se fusionaron se extendieron hacia el norte hasta Castrais. En el flanco norte de los abanicos se formaron lagos, precipitando calizas lacustres. Los sedimentos detríticos provenientes del Macizo Central, que entretanto estaba muy erosionado (lodos, arenas, gravas), afectaron entonces solo a una pequeña zona marginal en el noreste. En el Périgord y en el Quercy se han acumulado sedimentos Sidérolíticos, ricos en hierro, que se parecen a las lateritas y que indican un clima subtropical.
Durante el Eoceno superior ( Priaboniano ) se produce una regresión. La cuenca subpirenaica se llena completamente con los detritos erosivos de los Pirineos ascendentes. En el Médoc, todavía se depositan margas y calizas con nummulitas, pero al este de Burdeos ya aparecen melazas continentales que, más al sur, se transforman en formaciones con yesería.
Durante el Oligoceno Inferior ( Rupeliano ), en el sur persiste un ambiente permanentemente marino con margas y arenas ricas en nummulitas, lamelibranquios y equinidos. Las calizas con anómidos del sur del Médoc son depósitos lagunares. Tras un breve avance a principios del Chattiense con calizas con estrellas de mar en el norte del Médoc y en el Libournais y con melazas con mamíferos en el Agenais, el mar retrocedió con fuerza a finales del Oligoceno. Este retroceso estuvo acompañado de movimientos tectónicos que crearon trenes de anticlinales más profundos en la cuenca central y norte de Aquitania. Los abanicos aluviales portadores de detritos que surgían de los Pirineos ascendentes llegaron hasta el Agenais y alcanzaron su máxima extensión. Empujaron el cinturón de lagos circundante hacia el norte, extendiendo así las calizas lacustres hasta el Quercy, las Causses e incluso el Macizo Central.
Tras su retroceso en el suroeste de las Landas, el mar comenzó a desplazarse hacia el norte y el este durante el Mioceno inferior ( Aquitanense ). Se intercambiaron facies marinas, litorales y lacustres. Durante una pequeña regresión, se formó un gran lago cerca de Condom , el lago de Saucats , en el que precipitaron calizas lacustres grises, las llamadas Calcaire gris de l'Agenais. Poco después, el mar alcanzó su nivel más alto. Estaba completamente bordeado por depósitos continentales cuyo espesor aumentaba hacia el sureste. Por primera vez, los abanicos aluviales a lo largo del frente pirenaico retrocedieron, debido a un mayor hundimiento delante del orógeno; sin embargo, todavía se extendían hasta el norte del Agenais.
El retroceso de los abanicos aluviales continuó también durante el Mioceno medio ( Langhiense y Serravalliense ). Por consiguiente, la franja lacustre se extendió hasta el sur del Armagnac .
Durante el Mioceno superior ( Tortoniense y Messiniense ) se produjo una drástica retirada del mar hacia el oeste, que comenzó primero en el Bordelais y luego en el Bazadais y terminó con una retirada casi total de la cuenca. En las zonas dejadas por el mar en el Armagnac se depositaron arenas y fangos no fosilíferos. Al mismo tiempo, en el norte y el este ya se estaba formando la red fluvial que hoy drena el Macizo Central.
Durante el Plioceno ( Zanclean ), el mar ocupaba sólo una pequeña franja cerca de la cuenca de Arcachon, al sur de Soustons . Allí se depositaron esquistos arenosos muy ricos en microfauna bentónica . En el resto de la cuenca de Aquitania, se depositaron arenas continentales, las llamadas Sables fauves. Los abanicos aluviales restringieron su actividad a las inmediaciones del frente montañoso pirenaico y crearon los abanicos aluviales de Ger, Orignac - Cieutat y Lannemezan . El sistema de drenaje del Garona ya se parecía más o menos al actual: el río evitaba en la medida de lo posible las acumulaciones de grava del Mioceno y luego seguía entre Toulouse, Agen y Burdeos un foso de hundimiento semanal.
El progresivo desprendimiento de la cuenca de Aquitania se produjo desde el noreste y estuvo acompañado de una importante erosión subaérea. Como consecuencia, se formaron varias penillanuras en las llanuras aluviales detríticas:
En la penillanura del Plioceno se estableció firmemente el actual sistema de drenaje.
Las tres últimas glaciaciones del Pleistoceno —Mindel , Riss y Würm— también están documentadas en la cuenca de Aquitania, principalmente por diferentes niveles de terrazas fluviales. Además , entre los fenómenos glaciares se pueden citar los siguientes:
La formación del estuario de Gironda se remonta a unos 20.000 años, a finales del Würm.
Por último, cabe destacar los ricos hallazgos prehistóricos y sus yacimientos en la cuenca de Aquitania, especialmente en el departamento de Dordoña .
Estructuralmente, la cuenca de Aquitania se puede dividir en dos provincias separadas por una importante zona de falla , la denominada flexura del norte de Aquitania . Esta zona de falla se extiende desde Arcachon hasta Carcasona y representa la continuación del talud continental en tierra.
La Provincia Septentrional o Meseta de Aquitania forma una región típica de plataforma continental con sedimentación reducida y varios períodos de emersión (durante todo el Cretácico Inferior y durante partes del Cretácico Superior y el Cenozoico). El basamento rara vez se encuentra a más de 2000 m de profundidad. El Triásico y el Jurásico juntos tienen un espesor de sedimento acumulado de 1000-1700 m. El Cretácico Inferior está completamente ausente y el Cretácico Superior solo alcanza un espesor de varios cientos de metros. El Paleógeno es, si está presente, muy delgado en el norte, pero aumenta en espesor hacia el sur, donde está cubierto por el Neógeno delgado .
En la zona oriental se pueden distinguir varias estructuras de baja amplitud, paralelas a los Pirineos más al sur y con rumbo oeste-noroeste-este-sureste:
En general, la Provincia del Norte se caracteriza por estructuras bastante simples (sinformas y antiformas, trenes de pliegues de baja amplitud, fallas) que siguen direcciones hercínicas, armoricanas y variscas. Las estructuras se formaron durante varias fases tectónicas:
La provincia del Sur se caracteriza por las profundas subcuencas de Parentis y Adour, con el altiplano de Mimizan en medio. En comparación con la provincia del Norte, sus sedimentos muestran un aumento pronunciado en espesor (5.000–11.500 en total). El Triásico y el Jurásico juntos alcanzan los 2.000–3.000 m, el Cretácico Inferior entre 500 y 1.500 m. El Cretácico Superior puede variar entre 500 y 3.000 m e incluso el Neógeno aún alcanza un espesor de casi 1.000 m.
Los movimientos tectónicos fueron mucho más complicados en la Provincia Sur, ya que se les superpusieron movimientos halocinéticos muy fuertes (diapirismo salino). Una gran parte de las estructuras formadas se encuentra oculta bajo detritos pliocuaternarios. Los numerosos pozos de exploración perforados en busca de hidrocarburos y aguas subterráneas ayudaron enormemente a desentrañar estas estructuras. Al igual que en la Provincia Norte, las estructuras principales son nuevamente trenes de anticlinales paralelos cuya longitud de onda disminuye constantemente a medida que se acerca al frente pirenaico. Inversamente, los efectos de los movimientos salinos se vuelven más fuertes hacia el sur. Los anticlinales se formaron durante el levantamiento de los Pirineos durante el Eoceno/Oligoceno. Las estructuras se establecieron en tiempos del Mioceno. Se pueden distinguir los siguientes anticlinales (de norte a sur):
Los movimientos isostáticos durante el Pliocuaternario en el borde noreste de la cuenca de Aquitania conducen a una elevación y un rejuvenecimiento del basamento penillanurado del Macizo Central. En la propia cuenca de Aquitania, estos movimientos siguen las estructuras del basamento ya existentes y provocan la inclinación de algunas de las penillanuras del Plioceno. Esto, a su vez, tiene un fuerte efecto sobre la red hidrográfica; por ejemplo, en las cuencas hidrográficas del Garona y del Adour, los cursos de los ríos se modificaron o se abandonaron por completo.
Los movimientos tectónicos siguen activos en la cuenca de Aquitania hoy en día: fuertes terremotos en los Pirineos (con aldeas e iglesias destruidas) y temblores algo más suaves cerca de la isla de Oléron continúan recordándonos este hecho.
Según las exploraciones geofísicas, el basamento varisco oculto bajo los sedimentos de la cuenca de Aquitania se puede subdividir en varias zonas tectono-metamórficas orientadas al noroeste-sudeste (de norte a sur):
La profundidad máxima de la discontinuidad de Mohorovicic en la cuenca de Aquitania es de 36 km, siguiendo más o menos el curso del río Garona. Hacia el Macizo Central, en el noreste, la discontinuidad se aplana hasta los 30 km. Lo mismo ocurre al acercarse al borde norte de los Pirineos, donde la discontinuidad también se encuentra a 30 km de profundidad. En la parte oceánica de la cuenca de Parentis, ya se encuentra a 20 km de profundidad. Esto implica un estiramiento significativo de la corteza continental y el comienzo de la oceanización . A modo de comparación, debajo de los Pirineos centrales, la corteza continental tiene un espesor de 50 km.
Para comprender mejor las sucesiones y estructuras geológicas de la cuenca de Aquitania, es importante tener en cuenta el contexto geodinámico más amplio. Dos evoluciones geodinámicas son de importancia primordial para la cuenca:
En el Triásico Superior ( Carniano ), hace unos 230 millones de años, el supercontinente Pangea comenzó a fragmentarse lentamente. En el dominio atlántico, la desintegración comenzó en la zona del Atlántico Central . Ya en el Jurásico Inferior, el proceso de rifting inicial había dado paso a la fase de deriva marina. En el Toarciense , hace unos 180 millones de años, el Atlántico Central se estaba expandiendo y América del Norte , América del Sur y África se estaban separando. En tiempos del Calloviano , el Atlántico Central era completamente marino. La expansión continuó y gradualmente también comenzó a afectar al dominio del Atlántico Norte. Durante el Tithoniano , hace unos 150 millones de años, un brazo de rift se infiltró a lo largo del actual margen continental del noroeste de Francia. En consecuencia, Iberia, que hasta entonces estaba situada justo debajo del Macizo Armoricano ( Bretaña ), se encajó hacia el sur. Esto le dio al Atlántico la oportunidad de alcanzar directamente la Cuenca de Aquitania por primera vez. A raíz de la deriva hacia el sur de Iberia durante el Cretácico Inferior, se abrió el Golfo de Vizcaya. El microcontinente Iberia experimentó, además de su movimiento de deriva hacia el sur, un movimiento de rotación en sentido antihorario que finalmente lo llevó a un estrecho contacto con el sur de Francia (reflejado en los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos durante el Albiano ; también documentado por el metamorfismo en los Pirineos datado entre 108 y 93 millones de años atrás y por la transgresión del mar Cenomaniano ). La colisión final ocurrió durante el Eoceno / Oligoceno elevando la cadena montañosa y sometiéndola a una severa erosión al mismo tiempo. La fase principal de elevación terminó con el final del Aquitano , seguida principalmente por movimientos isostáticos que duran hasta nuestros días.
Tomando como punto de referencia el inicio del rifting en el Golfo de Vizcaya durante el Titoniano, la evolución geodinámica de la Cuenca de Aquitania puede subdividirse en cuatro megasecuencias (algo simplificadas):
Entre los numerosos recursos de la cuenca de Aquitania, los hidrocarburos, el petróleo y el gas , son sin duda de primera importancia para la economía francesa. Las principales fuentes se encuentran en las siguientes subcuencas del Cretácico Inferior:
Las rocas fuente/anfitrionas son calizas y dolomías del Jurásico (Kimmeridgiano) y del Cretácico Inferior. Las lutitas del Aptiano Inferior funcionan como sellos.
Los acuíferos subterráneos clásicos se encuentran en las rocas del Cretácico superior y del Cenozoico de Burdeos . Recientemente se ha descubierto un acuífero gigantesco en las arenas del Eoceno cerca de Lussagnet , de gran importancia para la región de Pau-Toulouse.
Otros recursos destacables incluyen:
La organización estructural y, por tanto, sedimentaria de la cuenca de Aquitania estuvo influida en última instancia por dos factores principales:
La marcada zonación tectono-metamórfica de rumbo noroeste-sudeste en el basamento ha influido profundamente en la evolución estructural y sedimentaria de la cuenca de Aquitania. La misma dirección hercínica sigue también el borde continental del noroeste de Francia, que se formó durante la evolución del golfo de Vizcaya. El borde continental encuentra su prolongación en la cuenca subpirenaica superprofunda. El sistema de dorsales anticlinales que afecta a la cubierta sedimentaria también está dispuesto en esta dirección. La prominente zona de cizallamiento armórica sur más al norte también tiene rumbo noroeste-sudeste, pero además tiene un movimiento de torsión dextral distintivo. Al igual que la zona de cizallamiento armórica sur, las dorsales anticlinales también se ven afectadas por movimientos de cizallamiento similares y no son puramente de origen compresivo. Incluso la cuenca de París está limitada por estas zonas de cizallamiento dextral transtensionales y, por lo tanto, puede interpretarse como una cuenca de separación orientada este-oeste. En el contexto de la apertura del Golfo de Vizcaya, la cuenca de Parentis puede considerarse además como un intento fallido del Atlántico de introducirse en el interior del continente. La razón de ello es que el movimiento de rotación en sentido contrario a las agujas del reloj de Iberia impidió que se produjeran nuevas rupturas.
Desde el Cenomaniano, la cuenca de Aquitania se encuentra bajo la influencia de la orogenia pirenaica, con su grano estructural de dirección oeste-noroeste-este-sudeste. El orógeno pirenaico, asimismo, no tiene sólo un origen compresivo, sino también un fuerte componente transtensional, en este caso, sinistral. El orógeno pirenaico ejerció una influencia muy profunda sobre la cuenca de Aquitania hasta el día de hoy, sometiéndola no sólo a una compresión más o menos dirigida de norte a sur, sino también a una transtensión. Los efectos fueron de naturaleza penetrativa: las repercusiones tectónicas de la orogenia pirenaica pueden verse incluso en el margen noreste de la cuenca, en las inmediaciones del Macizo Central.