Geologie der Pyrenäen - Geology of the Pyrenees

Geologischer Querschnitt der Pyrenäen

Die Pyrenäen sind eine 430 Kilometer lange, ungefähr von Ost nach West markante intrakontinentale Gebirgskette, die Frankreich, Spanien und Andorra trennt . Der Gürtel hat eine ausgedehnte, polyzyklische geologische Entwicklung, die bis ins Präkambrium zurückreicht . Die derzeitige Konfiguration der Kette ist auf die Kollision zwischen dem Mikrokontinent Iberia und dem südwestlichen Vorgebirge der Europäischen Platte (dh Südfrankreich) zurückzuführen. Die beiden Kontinente näherten sich seit dem Ausbruch der Oberkreide ( Albian / Cenomanian ) vor etwa 100 Millionen Jahren und kollidierten folglich während des Paläogens ( Eozän / Oligozän ) vor 55 bis 25 Millionen Jahren. Nach dem Anheben erfuhr die Kette eine starke Erosion und isostatische Nachjustierungen . Ein Querschnitt durch die Kette zeigt eine asymmetrische blütenartige Struktur mit steileren Einbrüchen auf der französischen Seite. Die Pyrenäen sind nicht nur das Ergebnis von Druckkräften , sondern zeigen auch eine wichtige sinistrale Scherung .

Geografische Anordnung

Die Pyrenäen sensu stricto erstrecken sich in West-Nordwest-Ost-Südost-Richtung (N 110) über 430 km vom Golf von Biskaya im Westen bis zum Golfe du Lion und dem Golf de Roses im Osten, wobei ihre Breite über den Streik variiert zwischen 65 und 150 km. Sie werden im Norden von der Nordpyrenäenfront ( französisch: Front nordpyrénéen , auch Nordpyrenäenfrontfehler oder NPFF ) begrenzt, einem Hauptschubfehler, entlang dessen Einheiten aus der Nordpyrenäenzone über die Subpyrenäenzone im südlichsten Teil transportiert wurden des Aquitanienbeckens , ihres nördlichen Vorlandes . Ihre südliche Grenze ist die südpyrenäische Frontalstörung . Hier werden Schubscheiben aus den Sierras Marginales und ihren seitlichen Äquivalenten nach Süden über das Ebro-Becken verschoben .

In einem größeren, geologisch bedeutsameren Sinne setzen sich die Pyrenäen jedoch weiter westlich in das Baskenland und das Kantabrische Gebirge (die baskisch-kantabrische Kette ) fort. Sie verschwinden schließlich am Kontinentalrand von Asturien . Ebenso verschwinden sie im Osten nicht nur im Mittelmeer , sondern verfolgen ihren Kurs über die Deckeneinheiten des Corbières-Massivs ins Bas Languedoc und sogar in die südliche Provence . An ihrem fernöstlichen Ende in der Provence werden typische Pyrenäenfalten-Trends von alpinen Strukturen überlagert, die schließlich vom Bogen der Westalpen abgeschnitten werden . Die Pyrenäenkette im weiteren Sinne ist fast 1000 km lang.

Strukturelle Organisation des Orogens

Ein Profil durch die Pyrenäen sensu stricto zeigt eine fächerartige, blütenartige Anordnung. Die Struktur ist stark asymmetrisch mit einer steileren und schmaleren französischen Nordseite und einer viel breiteren und sanfteren spanischen Südseite.

Das doppelseitige Orogen kann in mehrere tektonische Zonen von Nord nach Süd unterteilt werden, die durch von Ost nach West verlaufende Hauptfehler begrenzt sind:

Während des Streiks kann das pyrenäische Orogen in drei verschiedene Domänen unterteilt werden: eine östliche Domäne, die vom Mittelmeer bis zum Segre reicht , eine zentrale Domäne, die sich vom Segre bis zur Pamplona-Verwerfung erstreckt , und eine westliche Domäne jenseits der Pamplona-Verwerfung.

Nördliches Vorland

Hauptartikel: Aquitaine Basin

Subpyrenean Zone

Die subpyrenäische Zone ist geologisch Teil des Aquitanienbeckens, dem nördlichen Vorland der Pyrenäen, und wurde von der Pyrenäen-Orogenese erfasst. Die Zone wurde während des gefalteten Eozän und Schiebung en Echelon von der Nordpyrenäenzone entlang der Nordpyrenäenfront. Diese Aufwärtsschübe verändern ihren Charakter im Westen und im Osten des Orogens, wo sie plattenartig werden. Beispiele hierfür sind die Bas Adour-Decke im Westen und die Corbières-Decke im Osten. Letzterer setzt sich weiter östlich über Falten und tektonische Scheiben in der Nähe von Saint-Chinian fort , über die Falte in der Nähe von Montpellier , um sich dem South Provence Thrust in der Nähe von Sainte-Baume anzuschließen , der südlich von Brignoles allmählich verschwindet .

Innerhalb der Pyrenäen sensu stricto besteht die subpyrenäische Zone aus oberkreidezeitlichen und sehr dicken paläogenen Sedimenten in Oberflächenaufschlüssen. Die Sedimente zeigen einfache Falten, die einem WNW-ESE-Trend folgen.

Der Untergrund hat jedoch eine weitaus kompliziertere Struktur aufgrund Trias Salz Diapire und Nordgier Schübe. Unter einer mehr als 6000 Meter dicken mesozoischen Decke verbergen sich wahrscheinlich mehr als 6000 m paläozoische Grundgesteine. Die mesozoische Abdeckung besteht aus bis zu 1500 m Trias, weit über 500 m Jura und mehr als 3000 m Kreidesedimenten.

Die bis zu 500 m dicke Schicht der unteren Trias ( Buntsandstein ) besteht aus Konglomeraten , Brekzien , braunen Sandsteinen , Argilliten , Schiefern und Schlicksteinen . Die Mitteltrias ( Muschelkalk ) kann eine Dicke von 400 m erreichen und zeigt schluffige Schiefer, Verdampfungsablagerungen und dolomitische Mikrite . Die bis zu 500 m dicken oberen Trias Keuper Ablagerungen von kohlenreichen Sediment aus, Salz , Silt und interkalierten ophitic Diabasen / Olivin Doleriten . Der untere Lias ist eine transgressive Sequenz mit bis zu 200 m nicht-marinem Sandstein, küstennahem marinem Kalkstein und Verdunstungsprodukten. Eine pelagische Fauna an der Spitze deutet auf offene Meeresbedingungen hin. Der mittlere und obere Lias besteht aus 230 m flachen Sedimenten der Meeresplattform (bioklastischer Kalkstein, toniger Kalkstein und mikritischer Kalkstein). Während des Mittleren Jura trennt eine oolitische Barriere , die hauptsächlich aus tonhaltigen Mikriten besteht, ein äußeres Regal von einem inneren Regal. Die Lagerstätten des Oberen Jura ( Malm ) bestehen hauptsächlich aus Schiefern und Karbonaten. Gegen Ende des Jura wurden eingeschränkte Umgebungen mit Dolomikriten, gebänderten Kalksteinen und Verdampfungsmitteln geschaffen. Die untere Kreideschicht beginnt mit Sandsteinen, Schiefern, Kalksteinen und kalkhaltigen Brekzien im Neocomian, gefolgt von Barremian Mergeln und Kalksteinen. Während des unteren Aptian wurden Sandsteine, Schiefer, Sandmergel und Kalksteine ​​niedergelegt. Der obere Aptian und der Albian sind hauptsächlich Mergel und Kalksteine. Die Oberkreide umfasst einen Küsten- Turonianer mit Sandsteinen und sandigen Kalksteinen. Zu Beginn des Senonian ( Campanian ) hatte sich ein tiefer Trog gebildet (das Subpyrenean Basin), der eine sehr dicke Flysch- Sequenz erhielt. Die Campanian und Maastrichtian flyschs umfassen 2000 bis 3000 m der periodischen Zwischenschichten Feingut (Mergel, kalkhaltigen Schiefern und Tonsteine ) und gröbere Sedimente (Konglomerate, Sandsteine und Grauwacke ). In der Nähe der K / T-Grenze war das subpyrenäische Becken mit kontinentalen roten Ablagerungen in Garumnian- Fazies gefüllt, an einigen Stellen sogar mit Dinosaurier- Eiern. Zu diesem Zeitpunkt wurde das subpyrenäische Becken gefaltet, begleitet von einer schwachen Metamorphose .

Oberhalb des Albium und vor dem Beginn der kampanischen, vulkanische Gesteine auftreten einschließlich basaltische Laven , Spilit und Diabas, sondern auch pyroklastischen Gesteinen wie Tuff , Tuff Lapilli, vulkanische Brekzien und Agglomerat . Die Vulkanite kann seinen Kreuzschnitt durch Lamprophyr Deich .

In der Zeit des Paläozäns / Eozäns gelangte das Meer vom Atlantik in das subpyrenäische Becken, das sich für die langsam ansteigenden Pyrenäen unmittelbar im Süden wie eine Abwärtsbewegung verhielt. Eine sehr dicke (2000 bis 3000 m) Folge feinkörniger Ablagerungen oder kalkhaltiger Sedimente wurde abgelagert. Die Sedimentation hörte im späten Eozän aufgrund einer starken Kompression (Pyrenäen-Hauptphase) auf.

In der Nähe der Muret-Verwerfung , einer linksseitigen Streik-Schlupf-Verwerfung und einer Verlängerung der Toulouse-Verwerfung im Süden, kann die subpyrenäische Zone in zwei ungleiche Hälften unterteilt werden. Die östliche Hälfte zwischen den Flüssen Garonne und Aude kann in drei verschiedene Zonen unterteilt werden (von Nord nach Süd):

  • ein nördliches Vorland.
  • eine 10 km breite gefaltete Zone. Seine nördliche Grenze sind die Bereiche der Petits Pyrénées , die sich über einem blinden Schub befinden. Diese Zone verengt sich nach Osten und verschwindet, bevor sie die Aude erreicht. Die Sedimente bestehen aus einer gipshaltigen Trias am Boden, gefolgt von einem intern gestoßenen Jura und einer sehr dicken Decksequenz von Flysch- Sedimenten aus der oberen Kreidezeit .
  • ein schmales Band von Flysch im Süden. Diese ziemlich dicke Flyschsequenz wurde auch in der Oberkreide abgelagert. Es wurde durch Stoßbewegungen an der Nordpyrenäenfront in eine fast aufrechte Position gebracht und bildet nun die umgestürzte Südflanke einer asymmetrischen Synkline .

In der westlichen Hälfte ist nur das nördliche Vorland vorhanden; Es besteht aus sanft gefalteten, aber stark verbundenen epikontinentalen mesozoischen Sedimenten, die von miozänen Molassesedimenten bedeckt und verborgen sind . Die Ost-West- und Nordwest-Südost-markanten Faltsätze stören und werden durch nach Nordosten verlaufende Fehler geschnitten. Im Untergrund sind auch Triasalzdiapire vorhanden.

Im nördlichen Vorland östlich des Flusses Aude erscheint der paläozoische Keller des Mouthoumet , ein nach Süden geneigter Horst , der von kontinentalen Schichten des Eozäns bedeckt ist .

Die Falzzüge der subpyrenäischen Zone werden im Bas Languedoc durch die Cevennen-Verwerfung , eine große linksseitige Streik-Schlupf-Verwerfung, unterbrochen .

Nordpyrenäenzone

Die Nordpyrenäenzone ist ziemlich eng, normalerweise nur etwa 10 km breit, kann sich aber auf 40 km erweitern. Es zeichnet sich durch sehr starke Faltung aus. Die Zone wird entlang der Nordpyrenäenfront - ihrer nördlichen Grenze - über die Subpyrenäenzone nach Norden geschoben. Diese Schubbewegung drückte das Vorland des Überschubs zusammen und induzierte infolgedessen eine Faltung in der subpyrenäischen Zone. Die Nordpyrenäen Zone ist selbst von der axialen Zone entlang der Überschiebung Nordpyrenäen Fehler ( NPF ), ein hoher Winkelumkehr Fehler bilden seine südliche Grenze. Die Nordpyrenäenstörung ist durch stark belastete Mylonite gekennzeichnet . Die Felsen in der Nähe weisen horizontale Linien auf, was die Bedeutung des Fehlers als Hauptscherzone unterstreicht. An anderen Stellen in der Nordpyrenäenzone ist der Dehnungsgradient ebenfalls hoch, aber die Streckrichtung ist im Allgemeinen vertikal.

Das mehr als 6000 m dicke Sedimentpaket der Nordpyrenäenzone besteht aus Gesteinen des Mesozoikums (Jura und Kreidezeit), die sich über den Verdunstungsmitteln der oberen Trias abgelöst haben und anschließend nach Norden verschoben wurden. Im Gegensatz zur subpyrenäischen Zone enthält die nordpyrenäische Zone kaum Paläogen. Obere Trias (Keuper) Schiefer- und Verdampfungsablagerungen enthalten lokal eingebettete Dolomite , Tuffe und Diabas (Ophite); Diese Ablagerungen verhalten sich plastisch und bilden üblicherweise eine tektonische Melange, wobei Kontakte als Dekollementoberflächen ausgedrückt werden. Vom Beginn des Jura bis zum Ende der Unterkreide entwickelte sich während der tektonischen Ruhe eine Flachwasser-Carbonat-Plattform, bei der hauptsächlich Kalksteine ​​sedimentiert wurden. Der Mittelalbianer erlebte eine große Veränderung der Fazies in den Tiefseebedingungen. Diese Umstellung markiert den Beginn des Nordpyrenäenbeckens , eines 400 km langen Trogs mit auseinanderziehendem Ursprung, der während der Oberkreide mit nicht konformen, trüben Flysch-Sedimenten gefüllt ist . Zu oberalbianischen Zeiten hatte sich dieses auseinanderziehbare Becken in einen inneren Trog neben der nordpyrenäischen Verwerfung aufgeteilt, in dem sich der Flysch-Ardoisier befand, und einen äußeren Trog weiter nördlich, der vom Flysch-Noir gefüllt war . Später, während des Turonian und des Coniacian, erhielt der äußere Flysch-Trog den sogenannten Flysch à fucoides , eine sehr dicke Folge von eingebetteten kalkhaltigen Schlamm- / Mergelsteinen und sandigen Calcareniten. Diesem Flysch folgt eine regressive Reihe in der Maastricht - dicken Mergel ( Marnes de Plagne ) - Plattformkalksteine ​​( Calcaires nankins ) sowie Lagunen- und Lakustrinablagerungen. Insgesamt erreicht die Coniacian-Maastrichtian-Reihe eine Dicke von 3000 m.

Der paläozoische Keller durchbohrt die Sedimentdecke mit mehreren mandelförmigen, horstartigen Erhebungen, deren Größe zwischen 1 und 300 km 2 liegt . Beispiele dafür sind die so genannten Massiven Satelliten nord-PYRÉNÉENS (Nord pyrenean Keller Hebungen) zwischen Lourdes und Perpignan , darunter die folgenden Hebungen: Agly , Arize , Barousse , Bessède-de-Sault , Castillon , Milhas , Plantach , Saint-Barthélémy , Salvezines und Rabat-les-Trois-Seigneurs sowie mehrere Erhebungen im nördlichen Baskenland . Diese Anhebungen haben einen linksseitigen Scherursprung und sind nach Norden geneigt; gleichzeitig weisen sie auch eine vertikale Scherkomponente auf. Sie bildeten sich wahrscheinlich in der Variscan-Orogenese . In den Kellerhebungen finden sich hauptsächlich präkambrische Gneise und granulitische Gneise (im Agly-Massiv) sowie paläozoische magmatische und metamorphe Gesteine.

Ein kleiner, maximal 5 km breiter Streifen nördlich des Nordpyrenäenfehlers erlebte vor etwa 110 Millionen Jahren während des Albian / Cenomanian eine dynamische und thermische Metamorphose (Hochtemperatur / Niederdruck, Typ "HT / LP"). Einige Gebiete nördlich der Kelleraufzüge wurden ebenfalls verwandelt (z. B. im Bigorre und im südlichen Corbières). Die Metamorphose war isochemisch ohne Einführung von Fremdelementen und betraf nur die sedimentären Deckgesteine, die in Marmor und Hornfels umgewandelt wurden . Der paläozoische Keller war nicht betroffen, wahrscheinlich aufgrund seines bereits dehydrierten Zustands.

Lherzolith aus der Nordpyrenäenzone, L'Étang de Lers, Ariège

Innerhalb des metamorphen Streifens sind mehrere Vorkommen von Lherzoliten verstreut (einschließlich ihrer Typuslokalität bei Lers ). Sie wurden aus dem oberen Mantel entlang tiefgreifender Verwerfungen extrudiert . Die Lherzolithe sind mit Amphiboliten , Pyroxeniten und Amphibol tragenden Peridotiten assoziiert . Alle diese Mantelfelsen sind in Schwärmen angeordnet, wobei der größte Aufschluss in Moncaup nur 3 km 2 erreicht . Sie sind weit verbreitet und reichen von Béarn bis nach Aude . Ihr Einlagerungsmodus wurde noch nicht geklärt, aber die folgenden Faktoren sind relevant:

  • assoziierte Jura- und Unterkreide-Murmeln der metamorphen Bande.
  • Granulite des Untergeschosses erheben sich in der Nähe.
  • migmatitische Kinzigite .
  • die enge räumliche Verbindung mit der Nordpyrenäenstörung etwas weiter südlich.
  • Lherzolith-Sedimentklasten treten in Murmeln des metamorphen Streifens auf, daher müssen die Lherzolithen älter sein als die Metamorphose.

Innerhalb der Nordpyrenäenzone sind auch einige Vorkommen von Vulkangestein verstreut . Sie sind in Sedimenten der Lias und der Oberkreide ( Aptian bis Campanian ) eingelagert und kommen hauptsächlich im Westen vor (in der Nähe von Tarbes , Orthez und im Baskenland). Sie bestehen aus untergesättigten Kieselsäure- Spiliten , Pikriten und Nephelinsyeniten . Assoziierte Deichgesteine ​​sind Lamprophyre ( Camptonite und Monchiquite ).

Weitere interessante Merkmale sind verschiedene postmetamorphe Brekzienformationen .

Die Nordpyrenäenzone kann in drei Unterzonen unterteilt werden, die durch größere Fehler begrenzt sind:

  • eine nördliche Subzone. Seine Sedimentbedeckung hat sich von den Kellerhebungen weiter südlich gelöst. Es enthält Flysch aus der Oberkreide.
  • eine Zwischen-Subzone. Hier treten die Kellerhebungen aus.
  • eine südliche Subzone. Es war von Metamorphosen betroffen und enthält Aufschlüsse von ultramafischen Gesteinen .

Die Nordpyrenäenzone wird im Westen von NNE-SSW-trendigen, linksseitigen Streikschlupffehlern durchzogen und verwandelt sich dann in den Faltgürtel des Baskenlandes. Im Osten geht es nach einer scharfen Kurve in den Corbières bis in die südliche Provence weiter. Am fernöstlichen Ende greifen nordwestlich-südöstlich markante miozäne Faltzüge der Westalpen ein und überwältigen schließlich die pyrenäischen Strukturen vollständig.

Axiale Zone

Maladeta , ein Granodioritmassiv in der Axialzone, mit Gletscher- und paläozoischen Deckensedimenten (vorne rechts)

Die Axialzone , auch Primary Axial Zone genannt , ist eine riesige Keller-Kuppel aus präkambrischen und paläozoischen ( Primär- ) Gesteinen, die während der Variscan-Orogenese gefaltet und metamorphiert wurden und von Variscan- Granitoiden im Spätstadium durchdrungen wurden . Alle höchsten Gipfel der Pyrenäen befinden sich in der Axialzone, daher der Name.

Zu den Variscan-Granitoiden gehören Biotit- Granite ( Canigou , Quérigut-Massiv ), Zwei-Glimmer-Granite ( Caillaouas-Massiv ) und Granodiorite ( Bassiès , Maladeta ). Die Granitoide sind hauptsächlich flache epizonale Intrusive, aber auch mesozonale und katazonale Gesteine ​​sind vertreten.

Die Höhenlagen der Axialzone (in der Regel über 3000 m) werden isostatisch durch eine erhöhte Dicke der Kontinentalkruste ausgeglichen . Beispielsweise bildete sich unterhalb des Maladeta-Massivs eine Wurzelzone, so dass dort in einer Tiefe von 50 km die Mohorovic-Diskontinuität auftritt . Ebenso kann über den meisten Gipfeln der Axialzone eine negative Schwerkraftanomalie festgestellt werden, die langsam nach Osten verschwindet.

Der Keller wird von großen Ost-West-markanten, späten Variscan-Bruchzonen durchzogen, die während des alpinen Orogenese-Zyklus reaktiviert wurden. Im östlichen Teil der Axialzone sind die Frakturen im Allgemeinen aufrecht. Ein gutes Beispiel ist die mylonitische Merens-Verwerfung am Pic del Port Vell in der Nähe von Mérens-les-Vals . Im westlichen Teil neigen sich die Frakturen sanfter nach Norden und verhalten sich wie en-echelon- Stöße, die in nordwest-südöstlicher Weise angeordnet sind. Entlang dieser Brüche stößt der Keller der Axialzone die mesozoischen Sedimenteinheiten nach Süden. Gute Beispiele hierfür sind die en Echelon Schübe bei Eaux Chaudes , Gavarnie und Bénasque -Las Nogueras ( in Bezug auf den Oberlauf der Flüsse Noguera Ribagorzana und Noguera Pallaresa ). Gleichzeitig mit den Stößen entwickelte sich eine Schistosität , die sowohl den Keller als auch die Sedimentbedeckung betraf und einen alpinen Ursprung implizierte. Alle diese Brüche führen zu einer Gesamtkompression der Axialzone um 20%, was einer Krustenverkürzung von etwa 10 bis 20 km entspricht. Infolgedessen wurde die Axialzone in einen nach Süden gerichteten antiformalen Stapel gepresst .

Die Axialzone verschwindet im Haut Béarn als Perikline unter der Sedimentdecke der Oberkreide und taucht in den Kellerhebungen von Aldudés - Quinto Réal , dem südlichsten Baskenmassiv des Baskenlandes, wieder auf. Im Osten wird die Axialzone in neogene und quaternäre Grabens in Nordkatalonien zerfallen und verschwindet schließlich unter dem Mittelmeer.

Der zentrale und östliche Teil der Axialzone wird im Norden von der Nordpyrenäenstörung begrenzt, einem System von N 110-markanten, steil abfallenden Umkehrfehlern. Die Spur der Nordpyrenäen-Verwerfung wird westlich von Lourdes immer diffuser ; In der Nähe der baskischen Kellermassive scheint es durch einen Schraubenschlüsselfehler nach Süden verschoben zu sein und setzt sich dann möglicherweise südlich der baskischen Marmordecke und südlich des baskischen Faltengürtels nach Spanien fort . In Kantabrien erreicht es schließlich die Atlantikküste. Die südliche Grenze der Axialzone verläuft vollständig auf spanischem Gebiet. Es wird durch einen alpinen Umkehrfehler dargestellt, entlang dessen die Sedimente der Südpyrenäenzone von der Axialzone überstoßen werden. Im Osten stößt die Axialzone direkt an Windeln östlicher Vertreter der Sierras Marginales.

Südpyrenäenzone

Monte Perdido , eine interne Sedimentschubeinheit der nordwestlichen Südpyrenäenzone .

Die südpyrenäische Zone besteht aus einer Sedimentsequenz aus dem Mesozoikum und dem Eozän, die sich innerhalb der Verdunstungshorizonte der mittleren oder oberen Trias von der axialen Zone gelöst hat und folglich nach Süden transportiert wurde. Der Keller dieser Sequenz taucht nicht auf. Die Bewegung nach Süden wurde durch zwei große konjugierte Verwerfungen "kanalisiert", im Westen durch die mehr oder weniger nach Norden und Süden verlaufenden Falten und Stöße in der Nähe des Flusses Cinca (Antiklinen von Mediano und Boltaña) und im Osten durch den Nordosten nach Südwesten. Trending En Echelon Schraubenschlüsselfehler am Fluss Segre . Bei letzterem bildet das Schubsystem einen imbrikaten emergenten Fächer, der sich während des letzten Eozäns und frühen Oligozäns entwickelt hat. Aufgrund der Verengung wurde die Sedimentbedeckung in mehrere innere Überstöße gezwungen, beispielsweise die Decke des Monte Perdido und die Decke der Cotiella im Nordwesten. Zentraler platziert ist das Bóixols-Druckblatt, das sich im Pedraforca- Druckblatt (obere Einheit) weiter östlich fortsetzt . Das Bóixols-Druckblatt ist nach hinten gerichtet, überschreibt aber auch das Montsec- Druckblatt im Süden. Seine Sedimente erreichen eine Dicke von 5000 m und sind meist im Alter der unteren Kreidezeit. Das Montsec-Druckblatt korreliert mit der unteren Einheit des Pedraforca-Druckblatts. Es besteht aus einer 2000 m dicken Schicht Kalkstein aus der oberen Kreidezeit, gefolgt von syntektonischem Konglomerat aus dem unteren und mittleren Eozän, Sandstein und Schiefer.

Die inneren Stöße führten natürlich zu einer wesentlichen Zunahme der Dicke. Die südpyrenäische Zone endet schließlich entlang des südpyrenäischen Schubes, wo das Montsec-Schubblatt die Sierras Marginales überschreibt .

Die Schubbewegungen, die ein Schuppenschubsystem mit zugehörigen Huckepackbecken bildeten, fanden hauptsächlich während des Eozäns statt. Die von den Druckbögen zurückgelegten Entfernungen werden immer noch diskutiert, wobei die Schätzungen von relativ klein bis zu 30 bis 50 km variieren.

Sierras Marginales

Geomorphologische Karte von Katalonien:

Die Sierras Marginales ( spanisch: Border Ranges) sind die Sierras Aragonesas und Serres Catalanes der südlichen Vorpyrenäen . Sie sind ähnlich wie die südpyrenäische Zone aus einer Sedimentfolge aus dem Mesozoikum und dem Eozän gebildet, wenn auch mit einer stark reduzierten Dicke von etwa 900 m. Die Folge umfasst Keuper , Jura, nicht konforme Bauxite aus der unteren Kreidezeit, nicht konforme obere Kreidezeit, Paläozän in garumnischen Fazies und unteres Eozän. Einheiten der Sierras Marginales unterstoßen Nachfolgen des Ebro-Beckens. Später wurden diese Unterstöße nicht konform durch Oligozän- und Miozän- Sequenzen aus dem Ebro-Becken abgedeckt . Im Westen werden die Sierras Marginales durch das Jaca-Pamplona-Druckblatt übertragen, das aus einer jüngeren Sedimentfolge zwischen Eozän und Oligozän besteht. In diesem Druckbogen westlich des Flusses Gállego vereinfachen sich die Strukturen: In den baskischen und kantabrischen Pyrenäen wird die Sedimentbedeckung nur von langen und relativ offenen Faltzügen beeinflusst, die gelegentlich von gewölbtem Keuper-Salz durchbohrt werden. Im Osten werden die Sierras Marginales durch das tektonisch vergleichbare Port del Comte-Druckblatt und das Cadí-Druckblatt dargestellt , die im Wesentlichen aus einer eozänen Folge bestehen.

Die Sierras Marginales werden im Norden vom Montsec Thrust Sheet der South Pyrenean Zone überstoßen .

Das Ende der nach Süden gerichteten Schubbewegungen war diachron und wanderte von Ost nach West. Zum Beispiel wurden im Cadí- Druckbogen die Bewegungen vor 34 Millionen Jahren gestoppt (Eozän / Oligozän-Grenze), während sie im Jaca-Pamplona-Druckblatt erst vor 23 Millionen Jahren gestoppt wurden (Oligozän / Miozän-Grenze).

Südliches Vorland

Das südliche Vorland des Pyrenäen-Orogens ist das Ebro-Becken oder das Ebro-Vorland-Becken . Es kann in einen Abschnitt des südlichen gefalteten Vorlandes im nordöstlichen katalanischen Sektor und einen im Grunde unverformten flach liegenden Hauptabschnitt unterteilt werden, der den Rest aufnimmt. Wie die subpyrenäische Zone im Norden war auch das südliche gefaltete Vorland von den Stoßbewegungen der Sierras Marginales und ihrer östlichen Vertreter betroffen. Die induzierte Faltungsintensität nimmt ab, je weiter man sich von den Schubfronten entfernt, bis man das unverformte Ebro-Becken erreicht. Die Faltentrends folgen mehr oder weniger der Pyrenäenrichtung oder parallel zu den Schubfronten, drehen sich jedoch in der Nähe des Segre (z. B. der Oliana Anticline ) in nordwestlicher Richtung .

Die Sedimentfolge im Ebro-Becken zeigt paläozoische Gesteine ​​an der Basis, gefolgt von den obersten kreidezeitlichen / untersten paläozänen roten Schichten und eozänen Kalksteinen, marinen Mergeln und Verdampfern des oberen Eozäns ( Cardona evaporites ). Das untere Oligozän ist konglomeratisch und geht nach Süden in Verdampfungs- und Lakustrinablagerungen über. Im südlichen gefalteten Vorland werden die gefalteten Paläogenreihen nicht konform von flach liegenden nichtmarinen Schichten des Miozäns und des Pliozäns des Ebro-Hauptbeckens überlagert.

Das Ebro-Becken vertieft sich in Richtung der südpyrenäischen Frontalstörung, wo es 3000 m Sedimentfüllung umfasst. Dies reduziert sich auf 1500 m nahe der Schubfront der Sierra Marginales. Der tiefste Teil des Beckens mit 5000 m Sedimenten befindet sich in der Nähe von Logroño am nordwestlichsten Ende.

Entwicklung des Orogens

Aufgrund ihrer polyzyklischen geologischen Entwicklung können die Pyrenäen zwei großen orogenen Zyklen zugeordnet werden:

  • ein Voralpenzyklus.
  • ein alpiner Zyklus.

Präalpin orogener Zyklus

Präkambrium

Strukturelle und petrologische Untersuchungen an metamorphen Gesteinen der Axialzone und der Nordpyrenäenzone konnten die Existenz von eingebauten präkambrischen Überresten nachweisen. Zum Beispiel wurden im Keller des Canigou- Massivs und im Keller des Agly die Überreste eines präkambrischen Kellers entdeckt (erkennbar an der radiometrischen Datierung auf Granitoiden und an bestimmten Strukturen tektonischen Ursprungs), die später in den Variscan aufgenommen wurden Orogen durch tektonische Bewegungen und die damit verbundene Metamorphose.

Die ursprünglichen radiometrischen Ergebnisse wurden jedoch durch die SHRIMP-Methode nicht bestätigt (es wurden nur ordovizische Alter zwischen 477 und 471 Millionen Jahren gefunden). Der kadomische Ursprung des Kellers ist daher ungewiss.

Die präkambrischen Gesteine ​​sind hauptsächlich Gneise und Metasedimente von Amphibolit- und Granulitfazies, in die Charnockite eindringen .

Neoproterozoikum und Paläozoikum

Die kambro-ordovizischen metamorphen Gesteine ​​umfassen Migmatite der oberen Amphibolitfazies, Glimmerschiefer mit Andalusit , Cordierit und Staurolith der unteren Amphibolitfazies sowie Phyllite der Greenschistfazies .

Die epikontinentalen, psammitischen Sedimente des Neoproterozoikums und des unteren Paläozoikums sind eine sehr dicke Detritalfolge ( Schlammstein - Sandstein ), die im Wesentlichen frei von Fossilien ist . Diese Sedimente wurden zu einem großen Teil später durch die Variscan-Orogenese überdruckt. Nahe der Basis der Detritalfolge sind Carbonate eingelagert.

Die (Meta-) Sedimentfolge beginnt mit der 2000 bis 3000 m dicken Canaveilles-Gruppe im Ediacarian vor etwa 580 Millionen Jahren. Seine Sedimente bestehen hauptsächlich aus Schiefern und Grauwacken mit eingelagerten Rhyoliten und Karbonaten. Innerhalb des Cadí Thrust Blatt archeocyathid -haltiger während der entwickelten Kalksteine Unterkambrium . Zu Beginn des Mittelkambrium wird die Canaveilles Gruppe durch die ersetzt Jujols Gruppe , eine 2000 m dicke flyschoid Serie umfasst Schiefer , Schiefer und Siltsteinen Zwischenschichten mit Carbonaten und Quarziten. Die Jujols-Gruppe ist weniger metamorph als die mesozonale Canaveilles-Gruppe. Seine Sedimentation dauerte wahrscheinlich bis in den untersten Ordovizier .

Nach einer längeren Pause, bis zu 100 m von Caradocian (ordovizischen Stufe 5 und 6) Konglomerat Folge diskordant auf das Jujols gruppen des Rabassa Konglomerat . Dies wird von fast 500 m der Cava-Formation , zwischengeschichteten Grauwacken und Schiefern mit vulkanischen Horizonten überlagert . Die 200 m dicke Estana-Formation besteht aus Kalksteinen und Kalkschiefern. Seine endordovizischen Kalksteine ​​enthalten eine benthische Fauna ( Brachiopoden , Bryozoen , Zystoiden ) sowie Konodonten . Die Abfolge endet mit der stark geschichteten Ansobell-Formation (20 bis 300 m), dunklen Schiefern, die Mikrokonglomerate tragen, was auf eine Glaciomarin-Ablagerungsumgebung hinweist. Die Ansobell-Formation kann eine Nichtübereinstimmung entwickeln und folgt manchmal direkt auf die Cava-Formation.

Die eingeschlossenen Vulkangesteine ​​und die Konglomerate deuten auf ungeklärte tektonische Bedingungen hin, die wahrscheinlich mit einem frühen Stadium der kaledonischen Orogenese ( Taconian Phase ) verbunden sind.

Während des Rhuddanian ( Silurian ) wurden zunächst 20 m Quarzitgesteine, der Barquarzit , abgelagert, gefolgt von 50 bis 250 m dunklen, graphitischen , Graptolit tragenden Schiefern . Die Dicke der Schiefer kann im Westen auf 850 m ansteigen. Sie nehmen fast den gesamten Silur ( Aeronian bis Pridoli ) ein, dokumentiert von den Graptoliten. In ihrem oberen Abschnitt ( Ludlow ) enthalten die Schiefer kalkhaltige Horizonte und kalkhaltige Knötchen (mit Conodonten, Nautiloiden , Muscheln , Crinoiden und Ostrakoden ). In der Nähe der baskischen Massive verwandeln sich die kalkhaltigen Fazies in schädliche Fazies aus zwischengeschichteten Sand- und Schlicksteinen. Die graptolithhaltigen Schiefer wurden später in Schiefer der unteren Amphibolitfazies verwandelt . Sie bilden markante Dekollementflächen .

Der Devon ist marine und reich an Fossilien ( Spiriferiden und Trilobiten wie Phacops ). Es besteht aus sechs Ablagerungsgebieten (und einer Vielzahl von Formationen), die sich in ihrer Sedimententwicklung erheblich unterscheiden (insbesondere in den baskischen Pyrenäen). Im Allgemeinen überwiegen in den westlichen Pyrenäen flache Meeresfazies, während in den östlichen Pyrenäen hemipelagische Fazies mit gelegentlich hohen Böden überwiegen. Der Devon hat sehr unterschiedliche Dicken, seine 100–600 m - und stellenweise 1400 m - dicke Abfolge besteht aus vielen verschiedenen Sedimentfazies wie Grauwacken , Riffkalksteinen und Sandsteinen. Ganz charakteristisch sind rosa bis rote, blaue oder grüne Kalksteine ​​und knotige Kalksteine, die sogenannten Griottes der unteren Famennian . Kalkschiefer und Schwarzschiefer kommen ebenfalls vor.

Der Lochkovian besteht aus schwarzen Schiefern und Kalksteinen und ist sehr reich an Conodonten. Während des Pragian bildete sich ein silikiklastischer Keil, der San Silvestre Quarzit der Basibé-Formation . In der Zeit von Upper Givetian bis Frasnian waren ausgeprägte lithologische Unterschiede und erhöhte Sedimentationsraten zu verzeichnen. Im unteren Frasnian entwickelten sich Riffkomplexe, gleichzeitig wurde silikiklastisches Material in die westliche, zentrale und baskische Domäne geliefert. Zu Beginn des mittleren Famennian wurde die Sedimentation in den Pyrenäen wieder gleichmäßiger und bis zum Ende des Devon wurden monotone, kondensierte Kopffüßer tragende Kalksteine ​​abgelegt ( Griotte-Kalksteine und graue bis rosafarbene, knotige Supragriotte-Kalksteine ). Gegen Ende des Famennian tauchten erste Hiati auf, die zu Beginn des Mississippian zu einem vollständigen Eintauchen der westlichen Pyrenäen führten . Die entsprechende Nichtübereinstimmung, die nur in den westlichen Pyrenäen besteht, gehört zu einer frühen Verformungsphase der Variscan-Orogenese ( bretonische Phase ).

Nur in den westlichen Pyrenäen unterscheidet sich der Lower Carboniferous (Mississippian) von den devonischen Sedimenten durch eine Nichtübereinstimmung, die mit einem transgressiven Quarz- Kieselbett beginnt. Überall sonst werden die Supragriotte-Kalksteine ​​konform von präorogenen Sedimenten überlagert, die mit den Lower Cherts des Tournaisian beginnen . Die Lower Cherts bestehen aus 50 m schwarzen, phosphatknotentragenden Cherts, die mit schwarzen Schiefern überlagert sind. Nach einer Pause von grauen, knotigen, Goniatit tragenden Kalksteinen wurden die oberen Cherts während des Viséan abgelagert - graue oder grüne Cherts, die manchmal mit Pyroklastik überlagert waren und mit grauen knotigen Kalksteinen endeten.

Der Mississippi verwandelt sich später in die fast 1000 m dicken detritalen, synorogenen Sedimente der Kulm-Fazies . Eine Ausnahme bilden die westlichen Pyrenäen, in denen während der Serpukhovian dunkelgraue, laminierte Kalksteine ​​dem Kulm vorausgehen. Die diachrones Kulm Sedimente sind flysch artige ( Turbiditen ) interlayering von Sandsteinen und dunklen Chiefer-Vorboten der variszische tektonischen Bewegungen. Sie enthalten auch Schichten von hemipelagischen Kalksteinen, Konglomeraten, kohlenstoffhaltigen Brekzien sowie Olistolithen . Die Sedimentation der Kulm-Fazies begann im Osten bereits an der Grenze zwischen Viséan und Serpukhovian ( Namurian ), westlich des Gallégo-Flusses jedoch erst am Anfang des Pennsylvanian (Upper Westphalian, Bashkirian ). In den baskischen Pyrenäen drang die Kulm-Sedimentation in die Moskauer ein . Die Kulm-Sedimente wurden als Canyon-Ablagerungen am Kontinentalhang oder als U-Boot-Fächer in einem nach Südwesten wandernden Vorläufer des Variscan-Orogens abgelagert.

Variscan-Orogenese

Die Variscan-Orogenese wird als wichtige Nichtübereinstimmung innerhalb der paläozoischen Sedimentfolge ausgedrückt, die normalerweise über dem Niederwestfälischen ( Baschkirischen ) und unter dem Stephanischen ( Moskauer ), manchmal aber auch bereits unter dem Oberen Westfälischen liegt. Die tektonischen Bewegungen ereigneten sich daher vor etwa 310 Millionen Jahren, datiert von fossilen Pflanzen.

Der Oberwestfälische weist an seiner Basis eine wichtige Abweichung auf und besteht aus Konglomeraten . Der Moskauer wird durch blauschwarze Schiefer dargestellt, die von der sogenannten Grauen Einheit des Kasimovian (Stephanian B) und den Übergangsschichten des Gzhelian (Stephanian C und Autunian) überlagert werden. Diese Sedimente sind nicht metamorph oder nur schwach metamorphosiert, während die Sedimente unterhalb der Nichtkonformität die Variscan-Metamorphose vollständig erfahren haben.

Die weitreichenden Auswirkungen der Variscan-Orogenese beeinflussten die Pyrenäendomäne in vielerlei Hinsicht. Von größter Bedeutung waren die Druckspannungen, die die paläozoischen Sedimente falteten . Es entwickelten sich mehrere Faltengenerationen, die sich manchmal überlagerten. Mit den Falten sind Schiefer verbunden . Die paläozoischen Sedimente und ihr präkambrischer Keller wurden auch unter Hochtemperatur- und Niederdruckbedingungen ( HP / LT ) metamorphisiert . An einigen Stellen wurde eine Anatexis erreicht, zum Beispiel das Schmelzen einiger präkambrischer Gneise des Prevariscan-Kellers zusammen mit ihren umhüllenden Glimmerschiefern . Eine weitere wichtige Folge der Orogenese war der spätorogene Magmatismus, bei dem Granitoide ( Granodiorite und Biotitgranite ) hauptsächlich aus Säure, gelegentlich aber auch aus basischer Zusammensetzung eingelagert wurden . Unter diesen Granitoiden befinden sich tief sitzende, eher diffuse, aufdringliche Körper, die mit Migmatiten assoziiert sind , aber auch typische, gut definierte Plutons, die häufig in die Kerne von Antiklinen innerhalb des Variscan- Faltgürtels aufsteigen . Der Hauptmagmatismus dauerte zwischen 310 und 270 Millionen Jahren (spätes pennsylvanisches und frühes permisches Abkühlungsalter). Ein gutes Beispiel für den Hauptmagmatismus ist der 280 Millionen Jahre alte Maladeta-Granodiorit .

Von Bedeutung war auch das Brechen im Spätstadium unter spröden Bedingungen. Die sich entwickelnden Frakturen folgten wahrscheinlich schwachen Zonen, die bereits während des Paläozoikums eingeleitet wurden. Die Hauptrichtung dieser Frakturen ist WNW-ESE, die sogenannte Pyrenäenrichtung , ein hervorragendes Beispiel ist die Nordpyrenäenstörung. Diese Frakturen werden bei der Weiterentwicklung des Orogens eine entscheidende Rolle spielen.

Alpiner orogener Zyklus

Vergleichen Sie auch mit: Aquitaine Basin - Sedimententwicklung

Pennsylvanian, Permian und Lower Triassic

Pic du Midi d'Ossau , Überrest eines permischen Vulkangebäudes

Die Sedimente, die nach der asturischen Phase im Oberwestfälischen (Moskauer) bis in die Obertrias abgelagert wurden, können als Molasse des Variscan-Orogens angesehen werden, das sich im späten Stadium ausdehnte. In Halb Gräben 2500 von Sediment am Ende des Karbons angesammelt und im gesamten Permian, vor allem interbedded nicht-marine und basaltischen - andesitic Felsen. Detritische Formationen lacustrine Affinität Kohle Maßnahmen während des Stefans ( Kasimovium und Gzhelium ) durch rote Sandsteine mit Pflanzenresten bei den gefolgt Perms sind typische erosional Produkte einer Kette nicht erreicht Stabilität.

Die Graue Einheit des Kasimovian ist eine Folge von abnehmender Korngröße, angefangen bei Brekzien und Konglomeraten bis hin zu Sandsteinen und kohlehaltigen Schiefern ( Anthrazit wird in der Nähe von Campo de la Troya abgebaut ). Ebenfalls enthalten sind andesitische Schichten, die stellenweise erhebliche Dicken erreichen können. Die Übergangsschichten sind auch eine Folge von abnehmender Korngröße (Konglomerate, Sandsteine ​​und kohlehaltige Schiefer), aber anstelle von Andesiten umfassen sie Tuffe und rhyodazitische Laven. Sie schließen mit Lacustrin-Kalksteinen, die Stromatolithen , Charophyten und Ostrakoden enthalten.

Die kontinentalen roten Schichten des Perm ruhen nicht konform auf den Übergangsschichten. Sie zeigen starke Unterschiede in ihrer Dicke und erreichen 800 m, manchmal sogar 1000 m. Sie kommen hauptsächlich in den baskischen Pyrenäen und in der Axialzone vor. Wie die Stephanianischen Sedimente wurden sie als alluviale (als Fächer und in kurzlebigen Strömen) und lakustrine Sedimente in transtensiven Becken des Variscan-Orogens abgelagert.

Die vorgenannten Frakturen waren entscheidend für die Bestimmung der Faziesverteilungen während dieses Intervalls. Sie beeinflussten auch die Verbreitung von Vulkanausbrüchen während des Perms wie den Calcalkalin-Vulkanismus am Pic du Midi d'Ossau und die Basalte des Baskenlandes. Der Auslöser für diese Vulkanausbrüche waren wahrscheinlich frühe Bewegungen von Iberia relativ zur eurasischen Platte.

In der Axialzone kann der Perm in drei Sedimentreihen (von oben nach unten) unterteilt werden:

  • La Peña de Marcanton Serie. Es erreicht eine Dicke von 500 m und ist hauptsächlich feinkörnig.
  • Pic Baralet Serie. Bis zu 300 m dick. Es besteht aus polygenen Konglomeraten mit paläozoischen Kalksteinfragmenten, die in roten Sandstein eingebettet sind. Die Serie beruht teilweise auf der Somport-Serie.
  • Somport- Serie. Eine im Allgemeinen feinkörnige Serie, die eine Dicke von 300 m erreichen kann und aus roten bis violetten Tonsteinen besteht. Es ruht nicht konform auf den Übergangsschichten.

Das detritale Untertrias ( Buntsandstein ) ist dem Perm sehr ähnlich. Es erreicht eine Dicke von 400 bis 500 m und besteht aus groben Konglomeraten, Sandsteinen, Psammiten mit Pflanzenresten ( Equisetites , Coniferomyelon ) sowie grünen und roten bis violetten Tonsteinen. Zu diesem Zeitpunkt hatte die Peneplanation des Variscan-Orogens ein fortgeschrittenes Stadium erreicht und die sedimentären Unterbringungsräume begannen sich zu erweitern.

Mitteltrias bis Oberjura

Die Sedimentfolgen von der Mitteltrias bis zum Oberjura sind auf beiden Seiten der Pyrenäen sehr ähnlich.

Während der Muschelkalk- Zeit rückte das Meer wieder vor, erreichte jedoch nur die Nordpyrenäenzone und das Baskenland. Die resultierenden Sedimente, die zurückbleiben, sind 20 bis 100 m dolomitische zelluläre Kalksteine, graue fossile Kalksteine ​​und wellige Kalksteine. In der oberen Trias ( Keuper ) breitete sich die Sedimentation über die gesamte Pyrenäendomäne aus. Vor etwa 220 Millionen Jahren (während des Karnevals ) siedelten sich Verdunstungen in Lagunen und Grabens an - bunte, gipshaltige , eisenreiche Tone, Gips, Anhydrit , Dolomitmergel, Dolomite, Steinsalz sowie Kalium- und Magnesiumsalze. Die Verdunstungsprodukte dienten später als wichtige Dekollementhorizonte. An der Grenze, oberer Trias / Hettangium doleritic tholeiites ( Ophiten ) in den Pyrenäen gebildet und in der südlichen Aquitaine Basin, was darauf hindeutet weitere Bewegungen entlang der Bruchzonen (submariner Fissur Eruptionen und Schweller in nicht verfestigten Keuper Sedimenten ).

Die Sedimentation während des Jura ist durch das Wachstum einer Carbonatplattform gekennzeichnet. Bei den Sedimenten handelt es sich hauptsächlich um epikontinentale Ablagerungen mit Lakustrincharakter sowie um Kalksteine, Mergeln und Dolomiten mit Meeres- oder Küstenfaunen. Das Becken war in dieser Zeit unter Spannung und infolgedessen entstanden lange Horste und Grabenstrukturen mit unterschiedlichen Sinkraten, die mehr oder weniger dem Trend der Variscan-Frakturen folgten. Seine Nordseite ist von dem relativ stabilen aquitanischen Schelf umgeben. Das Becken wird wahrscheinlich durch eine Krustenverdünnung verursacht, die aus der atlantischen Domäne infiltriert.

Die Lias begannen mit einer Übertretung, die wichtiger ist als die Fortschritte der Muschelkalk- und Keuper-Meere. Seine Gesamtdicke variiert zwischen 150 und 400 m. Der Meeresspiegel stieg während des Hettangian weiter an und fossile Kalksteine ​​wurden abgelagert; Dieser Trend kehrte sich später in eine Regression um, bei der Verdampfungsprodukte (Steinsalz und Anhydrit mit einigen kalkhaltigen Zwischenschichten) zurückblieben. Am Rande des Beckens und in den östlichen Pyrenäen siedelten sich tonhaltige Kalksteine ​​und gebänderte Dolomite mit Anhydritschichten an. Die Dolomite wandelten sich beim Auflösen des Anhydrits in monogene Brekzien um. Die Regression setzte sich während des Lower Sinemurian fort und sedimentierte Kalksteine ​​und Dolomiten mit intra- und supra-Gezeitenbändern. Im oberen Sinemur (Lotharingian) stellten sich aufgrund eines erneuten Anstiegs des Meeresspiegels offenere Meeresbedingungen ein; In tieferen Teilen des Beckens entwickelten sich fossile Kalksteine, während sich auf Hochebenen oolithische Kalksteine ​​ansammelten. Der Mittlere Lias ( Pliensbachian ) begann ebenfalls transgressiv mit feinkörnigen detritalen, kalkhaltigen bis marmorierten Sedimenten (eisenhaltige Oolite, fossile Kalksteine ​​und Mergel), die sich in Mergel verwandeln. In den östlichen Pyrenäen bildeten sich pyrithaltige Tonsteine ​​aufgrund einer schlecht sauerstoffhaltigen Umgebung; Sie enthalten eine sehr vielfältige Ammonitenfauna der südöstlichen französischen Domäne, während die Ammonitenpopulation auf der atlantischen Seite eher eintönig ist. Während des Oberen Lias ( Toarcian ) erreichte das Meer einen hohen Stand, setzte die feinkörnige Sedimentation fort und lagerte schwarze pelagische Mergel ( marnes noires und schistes esquilleux ) ab. Gegen Ende der Lias machten sich wieder regressive Tendenzen bemerkbar.

Der sinkende Meeresspiegel setzte sich bis ins mittlere Jura fort . In der Nähe von Pau begann eine Oolit-Barriere zu wachsen, die sich bis nach Poitiers erstreckt . Es teilte das Sedimentbecken jetzt in zwei Hauptfaziesdomänen auf: eine tiefere westliche Domäne, die zum Atlantik hin offen ist und infratidale Sedimentation erfährt (schwarze bis bläuliche tonhaltige Kalksteine, die reich an benthischen Organismen, Mikrofilamenten und Ammoniten sind) und eine flache, geschlossene östliche Domäne mit Gezeiten Sedimentation (variable Carbonatfazies wie Pseudoolithe und gebänderte Dolomite, aber auch Anhydrit tragende Verdampfer). Diese Gezeitensedimente erfuhren eine starke gleichzeitige Dolomitisierung . Gegen Ende des Mittleren Jura sank der Meeresspiegel noch weiter.

Oberjura und Unterkreide

Während des Oberjura ( Tithon ) und insbesondere während der Unterkreide traten drastische Veränderungen auf. Iberia begann, das Rüstungsmassiv in südlicher Richtung abzureißen, und in seinem Gefolge begann sich der Golf von Biskaya langsam auszubreiten (mit der Bildung einer ozeanischen Kruste vom mittleren Albian bis zum Ende des Coniacian ).

Die Sedimentation im Malm (Gesamtdicke 600 bis 750 m) nahm erst im Upper Oxfordian zu , wobei der Lower Oxfordian selten vorhanden war. Der 100 bis 150 m dicke Upper Oxfordian wird westlich der Oolitbarriere durch intratide Plattformsedimente (tonhaltige bis sandige, pyrithaltige Kalksteine) dargestellt, während im Osten die Dolomitisierung fortgesetzt wird. Zu kimmeridgischen Zeiten schwächten sich die Faziesunterschiede aufgrund der Flachheit der westlichen Domäne ab, was zu massiven, feinkörnigen, schwarzen, lithografischen Kalksteinen und feinkörnigen platy Kalksteinen führte. Während des Tithonian setzten starke regressive Tendenzen ein, die zu einem vollständigen Rückzug des Meeres führten. Im Baskenland hatte sich das Meer bereits am Ende des Kimmeridgian zurückgezogen. In Zeiten sinkenden Meeresspiegels blieben verdunstete, dolomitische, lagunenartige und lakustrine Fazies zurück.

Nach einer südöstlichen Rückbewegung des Meeres im Berriasian über eine kleine Meerenge östlich von Pau, die 100 m inter- bis subtidale Kalksteine ​​und sandige bis tonige detritale Grenzfazies ablagerte, setzte während des Neocomian ein Eintauchen ein. Während der valanginischen und hauterivianischen Zeit wurden tonige Mergel auf den entstandenen Horsts unter ferralitischen klimatischen Bedingungen in Bauxite umgewandelt , die durch spätere Übertretungen versteinert wurden. Nach einer weiteren Transgression von Osten während des Barremian erhielten die länglichen graben Regionen in der Pyrenean Domäne von 200 bis 300 m der Meeresboden Sedimente der Urgonien Facies , wie Dolomite, Algen- Kalksteine, foraminiferous Kalksteine und Rudist Kalksteine. Die urgonischen Fazies können in den Corbières und in der südpyrenäischen Zone in die albianische hineinreichen. Mit sinkendem Meeresspiegel im oberen Barremian wurden schwarze, pyrithaltige Tonsteine ​​und Lagunenkalksteine, die reich an Ostrakoden und Characeans waren, sedimentiert.

Nach der Barremian / Aptian- Grenze, die durch einen weiteren hohen Meeresstand gekennzeichnet ist, gab es während des Aptian und des Albian vier weitere Schwankungen des Meeresspiegels, was zu einer sehr signifikanten Sedimentansammlung führte (an einigen Stellen bis zu 3000 m). Aufgrund sinkender Grabens im atlantischen Bereich vermischten sich erstmals die Wassermassen des Atlantiks und der Tethys. Die Aptian / Albian-Sedimente zeichnen sich durch das kompetitive Zusammenspiel von feinkörnigem terrigenem und organischem Material aus. Das organische Material ist für die Bildung flacher Plattformen verantwortlich, die von Rudisten , Hexacorals und Algen gebaut wurden. Im Oberalbian überwog das terrigene Material, und mehrere flache marine, teilweise kalkhaltige Sandsteinformationen wurden abgelagert. Die Quellregion des Detritalmaterials war die Aragon / Pyrenäen-Domäne, die einen ersten epirogenetischen Auftrieb erfuhr . Im gleichen Zusammenhang wurden die Flussdeltasedimente der Formation de Mixe aus dem Süden transportiert und die sehr heterogenen, bis zu 1000 m dicken Konglomerate der Poudingues de Mendibelza als Oberteil einer Deltafront interpretiert.

Oberkreide

Kurz vor dem Einsetzen der Oberkreide hatte sich die Pyrenäendomäne im Albian in zwei sehr unterschiedliche Bereiche der Sedimentfazies aufgeteilt. Am nördlichen Rand von Iberia (in der Südpyrenäenzone und in der Axialzone) wurden dann Schelfkarbonate abgelagert. Aufgrund mehrerer Emersionen weisen sie nur sehr geringe Dicken auf. Aufgrund der Transtension in der Nordpyrenäenzone entwickelte sich ein sehr stark abnehmendes Flyschbecken (Nordpyrenäenbecken), das im Wesentlichen den nach Ost-West-Trend verlaufenden Variscan-Bruchzonen folgt. Das Becken vertiefte sich in Richtung Atlantik und flachte nach Osten, wo es vor dem Fluss Aude endet. Es wird von den Kellermassiven der Nordpyrenäenzone in zwei Stränge aufgeteilt - einen südlichen Strang namens Sillon Aturien , der bis zu 2500 m Flysch Ardoisier erhielt, und einen nördlichen Strang mit dem Flysch Noir . Das Flyschbecken wird im Norden vom relativ stabilen Aquitanian Shelf begrenzt. Es wurde wahrscheinlich durch ausgedehnte Krustenverdünnung gebildet, die von der atlantischen Seite aus eindrang.

Gleichzeitig mit der Transtension fand der Pyrenäen-Metamorphismus statt, der durch einen hohen Wärmefluss (Spitzentemperaturen 500–600 ° C), aber relativ niedrige Drücke ( HT / LP-Metamorphismus ) gekennzeichnet war. Unter diesen Bedingungen wuchsen neue Mineralien wie Biotit , Diopsid und Skapolit . Die Metamorphose ist diachron und wurde in der östlichen Nordpyrenäenzone radiometrisch als albianisch datiert, während sie im Baskenland im Westen (zum Beispiel in der baskischen Marmordecke) nur als kampanisch datiert wurde . Es ist möglich, dass die Metamorphose in milderer Form bis zum Ende der Kreidezeit oder sogar bis zum Beginn des Eozäns andauerte.

Zwei große Deformationsphasen mit der Entwicklung von schistosities (Ober Albium bis Lower Cenomanian und Santon bis Maastrichtian ) beeinflusst die pyrenean Domäne während der Oberkreide sich als Diskordanzen in den Sedimenten Ausdruck zu bringen. Das Flyschbecken wurde verkürzt und am nördlichen Rand von Iberia bildete sich ein orogener Keil, der sich langsam ins nördliche Vorland bewegte. Infolgedessen musste das Flyschbecken, das die Erosionsprodukte vom Keil erhielt, ebenfalls nach Norden wandern (Umstellung des Senkungszentrums vom Nordpyrenäenbecken auf das subpyrenäische Becken während des Santonian). Das subpyrenäische Becken wurde folglich mit 1000 bis 4000 m Flysch à Fucoides gefüllt .

Die Variscan-Bruchzonen waren während der gesamten Oberkreide aktiv und beeinflussten die Verteilung der Sedimentfazies entscheidend. Diese Aktivität wurde weiter durch alkalischen Magmatismus unterstrichen, der vom mittleren Albian bis zum Ende des Coniacian andauerte; So wurden im Westen der Nordpyrenäenzone U-Boot-Basaltlaven extrudiert, während weiter östlich im Béarn und im Bigorre verschiedene magmatische Gesteinsarten in die oberen Kreideschichten eindrangen.

Känozoikum

Die Sedimentsequenzen des Paläozäns unterstreichen die Unterschiede zwischen den östlichen und westlichen Pyrenäen. Im Westen setzten sich die Fazies des Meeresschelfs fort und das Flyschbecken ließ weiter nach. Im Osten wurden die kontinentalen roten Schichten der Garumnian-Fazies (deren Ablagerung bereits am Ende der Kreidezeit begann) niedergelegt, hauptsächlich alluviale und paludiale Fazies. Gleichzeitig wirkten sich die ersten tektonischen Verkürzungen und Erhebungen auf die östlichen Pyrenäen aus.

In den westlichen Pyrenäen wurde die marine Sedimentation auch während des Eozäns fortgesetzt . In zwei Absenkungsbecken auf beiden Seiten der heutigen Kette wurden Kalksteine, Mergel, foraminhaltige Sandsteine ​​und Sandsteine ​​mit benthischer Fauna sedimentiert. Die Sedimentfolgen des Eozäns am französischen Nordrand der Pyrenäen (in der Nordpyrenäenzone) sind ziemlich dünn und voller Faziesveränderungen. Dort können kurzlebige Übertretungen und Regressionen in das Languedoc verfolgt werden . Während des Ypern beginnen die ersten Konglomerate ausgeliefert zu werden.

Diese sehr dicke konglomeratische Formation, Poudingues de Palassou genannt, ist der Indikator für die wichtigste orogene Phase in der Pyrenäendomäne, die Pyrenäen- Hauptphase , die von sehr starken Verformungen und Anhebungen begleitet wurde. Die Konglomerate werden später nicht konform von end-eozänen Schichten überlagert, daher kann die orogene Phase dem Intervall Ypresian / Lutetian zugeordnet werden , dh vor etwa 50 bis 40 Millionen Jahren.

Auf der Südseite der Pyrenäen in Katalonien, gefalteten konglomeratische Formationen haben als Ober Lutetian zu datiert Bartonian , vor sich das Intervall von 44 bis 37.000.000 Jahren entspricht. Sie werden auch nicht konform von end-eozänen Sedimenten überlagert, die eine kontinentale Fauna tragen.

Die Pyrenäen-Hauptphase manifestierte sich auf beiden Seiten der axialen Zone als umgekehrte Fehler und Stöße mit ziemlich großen Verschiebungen. Die Bewegungen richteten sich auf die französische Seite nach Norden und auf die spanische Seite nach Süden. Ihre räumliche Anordnung war jedoch nicht symmetrisch; Die spanische Seite hat zum Beispiel viel niedrigere Tauchstrukturen. Die Verwerfungen und Stöße störten nicht nur die Sedimentbedeckung des Mesozoikums und des Paläogens, sondern auch große Teile des Variscan-Kellers. Der Keller hatte nicht nur an den paläozoischen Bruchsystemen starr versagt, sondern auch intensive alpine Verformungen um Heterogenitäten und Anisotropien in seinem Strukturgewebe erfahren.

Deformationsphasen von geringerer Bedeutung folgten der Pyrenäen-Hauptphase, die alle zum endgültigen Auftreten des Orogens beitrugen. Am nördlichen Rand des Ebro-Beckens in der Nähe der Sierras Marginales beispielsweise ist das gefaltete Oligozän nicht konform von flach liegenden, detritalen Miozän kontinentalen Ursprungs bedeckt . Dies deutet auf eine weitere Verformungsphase am Ende des Oligozäns vor etwa 25 Millionen Jahren hin.

Nach dem Beginn des Miozäns erlebte das emporgehobene Orogen eine starke Erosion, die sich darin äußerte, dass enorme Melasse in die Vorlandbecken wie beispielsweise das Aquitanienbecken geschüttet wurde. Im Pliozän setzte eine erneute Hebung ein, die zur Bildung riesiger Schwemmfächer an der Bergfront führte. Ein bemerkenswertes Beispiel ist der Schwemmfächer von Lannemezan . Eine weitere wichtige Folge der Erhebung war die Peneplanation . In sehr unterschiedlichen Höhen wurden mehrere Peneplanationsebenen gefunden (3000 bis 2000 m in der Axialzone, nahe 1000 m im Pays de Sault, nahe 400 m im Agly-Massiv und 100 m in den Corbières). Sie werden im Osten im Allgemeinen niedriger, mit mehreren Anhebungen gegen Ende des Oligozäns, gegen Ende des Miozäns ( pontische Peneplanation ) und gegen Ende des Pliozäns ( Villafranchianische Peneplanation ).

Neogene Sedimente wurden in den Pyrenäen hauptsächlich in kleinen Grabens nahe dem Mittelmeer (in der Nähe von Cerdagne ) erhalten. Die Grabens wurden auch wiederholt vom Mittelmeer überflutet, beispielsweise der Graben in der Nähe von Ampurdan und die Grabens im Roussillon mit einer pliozänen Fauna. Diese Extensionsstrukturen verdanken ihre Existenz höchstwahrscheinlich erneuten Bewegungen bei Variscan-Frakturen. Das sehr junge Vulkangebiet in der Nähe von Olot hat wahrscheinlich eine ähnliche Ursache.

Ossoue-Gletscher und Pic Montferrat im Vignemale- Massiv

Während des Quartärs erlebten die Pyrenäen mehrere Vereisungen , die jedoch weitaus weniger intensiv waren als beispielsweise in den Alpen. Große Gletscher ragten durch die Täler der Gave d'Ossau , der Gave de Pau , der Garonne und der Ariège auf der französischen Nordseite. Heute existieren etwa 20 kleinere echte Gletscher sowie Kreise und Gletscherreste (Beispiele sind der Aneto-Gletscher, der Ossoue-Gletscher im Vignemale- Massiv und Gletscher auf Maladeta und Monte Perdido). Alle diese Gletscher haben seit 1850 aufgrund der globalen Erwärmung einen großen Rückzug erfahren . Die gesamte vergletscherte Fläche betrug 1870 45 km 2 , während 2005 nur noch 5 km 2 übrig waren.

Geodynamische Entwicklung

Die Pyrenäen haben eine sehr lange geologische Entwicklung mit mehreren Orogenitäten erlebt . Neoproterozoische Krustenreste (Canigou, Agly) weisen auf mögliche kadomische Domänen hin. Die Hinweise auf kaledonische Bewegungen sind etwas deutlicher (Konglomerate und Vulkangesteine ​​im Ordovizier). Während der Variscan-Orogenese im Pennsylvania wurden die Axialzone und die Südpyrenäenzone ein wesentlicher Bestandteil des späteren Mikrokontinents Iberia. Die Sierras Marginales waren Teil des Ebro-Blocks , einem nordöstlichen Teil von Iberia. Die Lage der Nordpyrenäenzone ist noch ungewiss, aber die Subpyrenäenzone war sicherlich Teil des Mikrokontinents Aquitania . Iberia und Aquitania befanden sich auf der Südseite des South Variscan Thrust und bildeten daher das Vorland des Variscan Orogens. Beide Mikrokontinente stammten aus dem nördlichen Rand von Gondwana .

Am Ende der Variscan-Orogenese war Iberia noch mit dem Nordwesten Frankreichs (dem Armoricanischen Massiv ) verbunden und war höchstwahrscheinlich eine nordwestliche Verlängerung von Aquitanien. Seine späteren Bewegungen waren für den alpinen Zyklus der Pyrenäen-Orogenese von entscheidender Bedeutung. Dies wird von den meisten Geologen akzeptiert, doch die Details der Bewegungen von Iberia sind noch ungewiss.

Während des Oberjura breitete sich ein Riss vom sich ausbreitenden Zentralatlantik entlang des Kontinentalrands im Nordwesten Frankreichs in Richtung Aquitanien aus . Dies geschah wahrscheinlich schon im Tithon . Infolgedessen klemmte der Riss Iberia nach Süden und trennte es vom Rüstungsmassiv. In der Folge wurde die kontinentale Kruste verdünnt und schließlich begann sich im mittleren Aptian eine ozeanische Kruste zu bilden - die Öffnung des Golfs von Biskaya war im Gange. Die endgültige Ozeanisierung des Golfs von Biskaya wurde zu Santonian / Campanian- Zeiten erreicht (vor etwa 84 Millionen Jahren, wie die magnetische Polarität Chron C 34 bezeugt). Paläomagnetische Studien zeigen zusätzlich eine Drehung von Iberia um 35 ° gegen den Uhrzeigersinn. Die treibende Bewegung von Iberia hatte die gesamte Unterkreide eingenommen. Aufgrund der Drehbewegung begann der nordöstliche Rand von Iberia mit Aquitania zu stören, dass zunächst transtensional Pull-aparts entlang der Nordpyrenäen Zone im Mittleren Alb . Die mit dem transtensionalen Rifting-Prozess verbundene Krustenverdünnung führte zu einer HT / LP-Metamorphose in der Nordpyrenäenzone, deren Beginn auf etwa 108 Millionen Jahre datiert wurde. Gleichzeitig wurden die Lherzolithe endgültig eingelagert. Die transkurrente Bewegung entlang der auseinanderziehenden Zone der Nordpyrenäen wurde auch von alkalischem Magmatismus begleitet, der vom mittleren Albian bis zum Ende des Coniacian andauerte . Das langsame Fortschreiten der Metamorphose in den Westen scheint eine große sinistrale Scherung zwischen Iberia und Aquitania zu implizieren, die auf einen Versatz von etwa 200 km geschätzt wird (die Metamorphose erreichte das Baskenland erst vor etwa 80 Millionen Jahren im Campanian ).

Zu Beginn des Turonian vor etwa 90 Millionen Jahren war das transtensionale Regime beendet und wurde durch Kompression ersetzt . Die Risse im basquo-kantabrischen, nordpyrenäischen und subpyrenäischen Becken hatten aufgehört und die Beckeninversion setzte ein; Spannungsfehler wurden dann als Stöße verwendet. Diese erste eher schwache Kompressionsphase mit sehr geringen Verkürzungsraten (weniger als 0,5 mm / Jahr) dauerte bis zum Ende des Thanetian . Auf der spanischen Seite des Orogens wurden die ersten Druckbögen eingelegt (obere Pedraforca-, Bóixols- und Turbón-Druckbögen).

In der Zeit von Ilerdian und Cuisian ( Grenze zwischen Paläozän und Eozän , Thanetian / Ypresian vor etwa 55 Millionen Jahren) wurden die Pyrenäen in der oberen Kruste sehr stark komprimiert, was die tatsächliche Zonierung und strukturelle Organisation des Orogens bewirkte. Das Orogen wurde aufgrund der abgebrochenen Subduktion von Iberia unter Aquitania in eine asymmetrische fächerartige Struktur gepresst. Dies wird aus dem Verhalten der Mohorovic-Diskontinuität abgeleitet, die am Nordpyrenäenbruch abrupt von 30 auf 50 km Tiefe springt. Diese Pyrenäen- Hauptphase dauerte bis vor etwa 47 Millionen Jahren (Beginn des Lutetian ), zeigte hohe Verkürzungsraten von 4,0 bis 4,4 mm / Jahr und lagerte beispielsweise die unteren Pedraforca- und die Montsec-Druckbleche ein.

Nach der Pyrenäen- Hauptphase folgten während des Oligozäns und des Pliozäns weitere Druckverformungsphasen . Seit dem Neogen weist das Orogen einen postkinematischen Kollaps auf (Grabenstrukturen am östlichen Ende, Vulkanismus in der Nähe von Olot), der mit der Ausdehnung des Golfe de Lion und der Öffnung des Valencia-Trogs verbunden ist . Das Orogen erfährt immer noch eine starke Erosion (seit dem Eozän), isostatische Bewegungen, postkinematische Ausdehnung und sogar eine erneute Kompression (in den westlichen Pyrenäen), die mittelgroße Erdbeben verursachen kann (ein Erdbeben der Stärke 5,1 in der Nähe von Arudy im Jahr 1980) Stärke 5,1, Zusammenfassung]) </ ref> und ein Erdbeben der Stärke 5,0 im Jahr 2006 in der Nähe von Lourdes und andere historische Erdbeben, die sogar Teile von Dörfern zerstörten, z. B. ein Erdbeben der Stärke ≥ 6,0 in der Nähe von Arette im Jahr 1967, wo 40% der Gebäude wurden beschädigt und der Kirchturm stürzte ein.

Strukturelle Interpretationen

Die oben erwähnte asymmetrische fächerartige, blütenartige strukturelle Organisation des Pyrenäen-Orogens wurde bisher wie folgt interpretiert:

  • als nahezu vertikale Kollisionsstruktur mit den in vertikalen Fehlern wurzelnden Schubfehlern.
  • als allochthones Orogen mit Iberia über die eurasische Platte, dh Aquitanien .
  • als allochthones Orogen, wobei Aquitania Iberia außer Kraft gesetzt hat. Es wird angenommen, dass sich die vertikalen Fehler in der Tiefe abflachen.

Aktuelle Meinungen befürworten, dass Iberia unter Aquitania subtrahiert; Diese Interpretation scheint durch die Ergebnisse der tiefen seismischen (ECORS) und magnetotellurischen Profilierung über das Orogen gestützt zu werden.

Schätzungen der Gesamtverkürzung über das Pyrenäen-Orogen liegen meist zwischen 100 und 150 km. Unter Verwendung der ECORS-Daten erreicht Muñoz (1992) eine Verkürzung von 147 km, wobei die Subduktion der iberischen mittleren und unteren Kruste etwa 110 km einnimmt. Weitere Interpretationen der ECORS-Daten führten zur Erkennung einer 50 km dicken iberischen Kruste, die sich unter der 30 km dicken aquitanischen Kruste abzog. Infolgedessen bildete sich in 15 km Tiefe oberhalb der subduzierenden mittleren und unteren iberischen Kruste ein intrakrustales Ablösungsniveau mit geringem Winkel . Entlang dieser Ablösung glitten die Felsen, aus denen jetzt die Axialzone, die Südpyrenäenzone und die Sierras Marginales bestehen, nach Süden und stiegen allmählich an die Oberfläche. Bei anhaltender Verengung knickte die Axialzone zu einem nach Süden gerichteten antiformalen Stapel zusammen . Gegen Ende der Subduktion löste sich in der Nähe der eigentlichen Spur des Nordpyrenäenfehlers ein Rückstoß aus , der sich unter Ausnutzung seiner zuvor verdünnten, fehlerhaften Natur nach oben in die aquitanische Kruste schnitt. Als der Subduktionsprozess endgültig blockiert wurde, wurden Teile der nördlichen Axialzone und der Nordpyrenäenzone mit dazwischen liegenden unteren Krustenfragmenten und Lherzoliten über die Subpyrenäenzone nach Norden zurückgeschoben.

Siehe auch

Verweise

Quellen

  • Alvarado M (1980): Einführung in die Geologie des Generals de España. Boletin Geológico y Minero . T (XCI-I): 1–65. (in Spanisch)
  • Auboin J, Debelmas J und Latreille M (1980): Géologie des chaînes alpines issue de la Téthys. Mémoire de BRGM . Nr. 115. ISBN   2-7159-5019-5 . (auf Französisch)
  • Chantraine J., Autran A., Cavelier C. et al. (1996): Carte géologique de la France au millionième . Éditions BRGM. Service Géologique National. ISBN   2-7159-2128-4 . (auf Französisch)
  • Choukroune P., Mattauer M. & Rios M. (1980): Estructura de los Pirineos. Boletin Geológico y Minero . T (XCI-I): 213–248. (in Spanisch)
  • Debourle A & Deloffre R (1976): Pyrénées Occidentales - Béarn, Pays Baskisch . Guides géologiques régionaux. Masson. ISBN   2-225-44132-4 . (auf Französisch)
  • Halle CA (): Frankreich: Spanien: Pyrenäen. In: Enzyklopädie der europäischen und asiatischen Geologie , von EM Moores & RW Fairbridge.
  • Jaffrezo M (1997): Pyrénées Orientales - Corbières . Guides géologiques régionaux. Masson. ISBN   2-225-47290-4 . (auf Französisch)
  • Mirouse R (1980): Einführung in die Geologie des Pirineo. Boletin Geológico y Minero . T. XCI-I: 91–106. (in Spanisch)
  • Mirouse R (1995): Pyrenäen - Géologie . Beitrag in Encyclopædia Universalis . ISBN   2-85229-290-4 . (auf Französisch)
  • Vergés J (1999): Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució cinemàtica en 3D . Servei Geològic, Monografia Tècnica , Nr. 7, 192pp. (auf Katalanisch mit Zusammenfassung auf Englisch): https://www.dropbox.com/s/8blotx2at0qwaxr/Verges_1993.pdf