L'orògen pirinenc: estructura i inversió del marge nord-ibèric: memòria llegida per l'acadèmic electe doctor Josep Anton Muñoz i de la Fuente, a l'acte de la seva recepció el dia 19 de desembre de 2019

• Josep Anton Muñoz ^[1]
  1. [1] Universitat de Barcelona
• Localización: Memorias de la Real Academia de Ciencias y Artes de Barcelona, ISSN 0368-8283, Vol. 68, Núm. 1, 1058, 2019, págs. 1-106
• Idioma: catalán
• Enlaces
  • Texto Completo Ejemplar
• Resumen
  • español

    Los Pirineos son el sistema orogénico que se sitúa a lo largo del límite entre las placas Ibérica y Europea. El orógeno pirenaico se formó como resultado de la colisión entre las placas Europea y Ibérica, a medida que la placa Africana se desplazaba hacia el norte durante la apertura del Atlántico meridional. La colisión entre Iberia y Europa determinó la subducción de la placa Ibérica por debajo de la Europea y la formación de una doble cuña orogénica por encima de esta. El orógeno pirenaico ha sido el resultado de la inversión de las cuencas extensivas que se formaron entre el Jurásico superior y el Cretácico inferior en el golfo de Vizcaya y en el dominio pirenaico. Estas cuencas conectaban el océano Atlántico con el Tetis alpino durante el periodo de separación entre las placas Ibérica y Europea. Sin embargo, en el dominio pirenaico no se llegó a formar corteza oceánica durante el Cretácico inferior, aunque la corteza se adelgazó considerablemente hasta desaparecer por debajo de las cuencas extensivas sincrónicamente a la exhumación del manto litosférico. Solo en la parte más occidental del golfo de Vizcaya se generó corteza oceánica como resultado de un incremento de la separación entre Iberia y Europa relacionada con la rotación antihoraria de Iberia. El sistema de rift que se formó durante la etapa extensiva estaba segmentado por zonas de transferencia, las más importantes de las cuales son las de Santander y Pamplona. La geometría de las cuencas y la disposición de los diferentes dominios de rift y zonas de transferencia controlaron los cambios estructurales más significativos de la cordillera durante la etapa de deformación contractiva. El otro factor determinante para entender las variaciones estructurales del Pirineo es la distribución de las evaporitas del Triásico superior, dado que es el nivel de despegue más importante.

    No hay un acuerdo en la cinemática de la placa Ibérica entre el Jurásico y el Cretácico superior, lo que condiciona la existencia de diferentes modelos para la formación del sistema de rift pirenaico y su posterior deformación contractiva. Las principales diferencias radican en la magnitud del movimiento lateral hacia el este y su edad relativa respecto de la extensión en dirección N-S que determinó la formación de las cuencas extensivas y la exhumación del manto durante el Albiense-Cenomaniense.

    Los datos geofísicos disponibles demuestran la subducción de la litosfera continental de la placa Ibérica por debajo de la Europea. Las últimas imágenes obtenidas a partir de sísmica pasiva confirman la estructura litosférica interpretada a partir de los perfiles de sísmica de reflexión y otros datos tales como gravimetría y perfiles magnetotelúricos.

    La estructura del Pirineo central y oriental está caracterizada por un apilamiento antiforme de mantos que incluyen zócalo paleozoico (zona axial) en la parte central e interna del sistema orogénico, rodeado en las partes externas por mantos de cobertera despegados en las sales triásicas. Estos mantos de corrimiento se sitúan encima de los materiales terciarios de las cuencas de antepaís adyacentes, especialmente, en la vertiente meridional (mantos de Serres Marginals-Serres Exteriors- Gavarnia, Montsec-Penya Montanyesa-Lakhura, Bóixols-Cotiella). Estas unidades se siguen hasta la zona de transferencia de Pamplona, que separaba las cuencas extensivas de Mauléon, al este, y la vasco-cantábrica, situada al oeste y más al sur.

    Entre estas cuencas, el bloque de zócalo que las separaba es el que en la actualidad constituyen los macizos vascos. Al oeste de la zona de transferencia de Pamplona, los Pirineos vasco-cantábricos muestran un estilo estructural diferente, dominado por el despegue de la serie mesozoica, tanto durante la etapa extensiva como durante la etapa posterior de inversión tectónica. En esta rama de la cordillera, la parte axial está ocupada por el anticlinorio de Bilbao, que incluiría la parte más potente de la cuenca extensiva por encima del manto exhumado. Otro hecho estructural distintivo de los Pirineos vasco-cantábricos es la existencia de numerosas estructuras salinas, que se asocia con la potencia significativa de las sales triásicas que habrían condicionado el estilo estructural. Más al oeste aún, se observa otro cambio en el estilo estructural a ambos lados de la zona de transferencia de Santander. Se pasa del estilo de piel fina (thin-skinned), característico de los Pirineos vasco-cantábricos, al estilo de piel gruesa (thick-skinned), de las montañas Cantábricas en el extremo occidental del sistema orogénico pirenaico. En el mar, los datos geofísicos demuestran un cambio en la posición del cabalgamiento frontal norpirenaico, que en el oeste estaría situado más de 100 km al norte, en frente del prisma de acreción al norte del talud del margen cantábrico.

    Las cuencas de antepaís de los Pirineos —la cuenca de Aquitania, al norte, y la cuenca del Ebro, al sur— están caracterizadas por dos grandes ciclos sedimentarios con el desarrollo de surcos turbidíticos en las zonas adyacentes a los cabalgamientos emergentes durante el Cretácico superior y el Eoceno inferior-medio, separados por sedimentos continentales (al este) y marinos (al oeste) del Paleoceno. En los últimos estadios, a partir del Eoceno superior, la cuenca del Ebro se desconectó del océano Atlántico y se convirtió en una cuenca endorreica. La progresiva colmatación por materiales continentales provocó un cambio en la cinemática del sistema de cabalgamientos surpirenaico. Los cabalgamientos pasaron a progresar hacia el traspaís en vez de hacia el antepaís, tal como habían hecho en las etapas anteriores cuando la cuenca de antepaís estaba abierta hacia el Atlántico.

  • català

    Els Pirineus són el sistema orogènic que se situa al llarg del límit entre les plaques Ibèrica i Europea. L’orogen pirinenc es va formar com a resultat de la col·lisió entre les plaques Europea i Ibèrica, a mesura que la placa Africana es desplaçava cap al nord durant l’obertura de l’Atlàntic meridional. La col·lisió entre Ibèria i Europa va determinar la subducció de la placa Ibèrica per sota de l’Europea i la formació d’un doble tascó orogènic per damunt d’aquesta. L’orogen pirinenc ha estat el resultat de la inversió de les conques extensives que es van formar entre el Juràssic superior i el Cretaci inferior al golf de Biscaia i al domini pirinenc. Aquestes conques connectaven l’oceà Atlàntic amb el Tetis alpí durant el període de separació entre les plaques Ibèrica i Europea. No obstant això, al domini pirinenc no es va arribar a formar escorça oceànica durant el Cretaci inferior, tot i que l’escorça es va aprimar considerablement fins a desaparèixer per sota de les conques extensives, alhora que el mantell litosfèric s’exhumava. Només a la part més occidental del golf de Biscaia es va generar escorça oceànica com a resultat d’un increment de la separació entre Ibèria i Europa relacionada amb la rotació antihorària d’Ibèria. El sistema de rift que es va formar durant l’etapa extensiva estava segmentat per zones de transferència, les més importants de les quals són les de Santander i Pamplona. La geometria de les conques i la disposició dels diferents dominis de rift i zones de transferència van controlar els canvis estructurals més significatius de la serralada durant l’etapa de deformació contractiva. L’altre factor determinant per entendre les variacions estructurals dels Pirineus és la distribució de les evaporites del Triàsic superior, atès que és el nivell de desenganxament més important.

    No hi ha un acord en la cinemàtica de la placa Ibèrica entre el Juràssic i el Cretaci superior, fet que condiciona l’existència de diferents models per a la formació del sistema de rift pirinenc i la seva posterior deformació contractiva. Les principals diferències rauen en la magnitud del moviment lateral cap a l’est i la seva edat relativa respecte de l’extensió en direcció N-S que determinà la formació de les conques extensives i l’exhumació del mantell durant l’Albià-Cenomanià.

    Les dades geofísiques disponibles demostren la subducció de la litosfera continental de la placa Ibèrica per sota de l’Europea. Les darreres imatges obtingudes a partir de sísmica passiva confirmen l’estructura litosfèrica interpretada a partir dels perfils de sísmica de reflexió i altres dades com gravimetria i perfils magnetotel·lúrics.

    L’estructura del Pirineu central i l’oriental està caracteritzada per un apilament antiforme de mantells que inclouen sòcol paleozoic (zona axial) a la part central i interna del sistema orogènic, envoltat a les parts externes per mantells de cobertora desenganxats a les sals triàsiques. Aquests mantells de corriment se situen damunt dels materials terciaris de les conques d’avantpaís adjacents, especialment al Pirineu meridional (mantells de Serres Marginals-Serres Exteriors-Gavarnia, Montsec-Penya Montanyesa-Lakhura, Bóixols-Cotiella). Aquestes unitats se segueixen fins a la zona de transferència de Pamplona, la qual separava les conques extensives de Mauléon, a l’est, i la bascocantàbrica, a l’oest i més al sud. Entre aquestes conques, el bloc de basament que les separava és el que ha esdevingut durant l’etapa contractiva els massissos bascos. A l’oest de la zona de transferència de Pamplona, els Pirineus bascocantàbrics mostren un estil estructural diferent, dominat pel desenganxament de la sèrie mesozoica, tant durant l’etapa extensiva com durant l’etapa posterior d’inversió tectònica. En aquesta branca de la serralada, la part axial està ocupada per l’anticlinori de Bilbao, que inclouria la part més potent de la conca extensiva per damunt d’un mantell exhumat. Un altre fet estructural distintiu dels Pirineus bascocantàbrics és l’existència de nombroses estructures salines, que s’associa amb la potència significativa de les sals triàsiques que haurien condicionat l’estil estructural. Més a l’oest, encara s’observa un nou canvi de l’estil estructural a banda i banda de la zona de transferència de Santander. Es passa de l’estil de pell fina (thin-skinned), característic dels Pirineus bascocantàbrics, a l’estil de pell gruixuda (thick-skinned), de les muntanyes cantàbriques a l’extrem occidental del sistema orogènic pirinenc. A mar, les dades geofísiques demostren un desplaçament de l’encavalcament frontal nord-pirinenc, que a l’oest estaria situat més de 100 km al nord, enfront del prisma d’acreció al nord del talús del marge cantàbric.

    Les conques d’avantpaís dels Pirineus —la conca d’Aquitània, al nord, i la conca de l’Ebre, al sud— estan caracteritzades per dos grans cicles sedimentaris amb el desenvolupament de solcs turbidítics en les zones adjacents als encavalcaments emergents durant el Cretaci superior i l’Eocè inferior-mitjà, separats per sediments continentals (a l’est) i marins (a l’oest) del Paleocè. En els darrers estadis a partir de l’Eocè superior, la conca de l’Ebre es desconnectà de l’oceà Atlàntic i esdevingué una conca endorreica.

    El seu progressiu rebliment per sediments continentals provocà un canvi en la cinemàtica dels encavalcaments de manera que, a partir d’aquest moment, aquests es van propagar cap a l’interior de la serralada, en sentit contrari a l’usual (cap a l’avantpaís), tal com va succeir en les etapes anteriors.

  • English

    The Pyrenees are the orogenic system located along the boundary between the Iberian and European plates. The Pyrenean orogen formed as a result of the collision between the European and Iberian plates, as the African plate moved northwards during the opening of the southern Atlantic. The collision between Iberia and Europe determined the subduction of the Iberian plate below the European one and the formation of a double orogenic wedge above it. The Pyrenean orogen has been the result of the inversion of the extensional basins that formed between the Upper Jurassic and the Lower Cretaceous along the Gulf of Biscay and the Pyrenean domain.

    These basins connected the Atlantic Ocean with the Apine Tethys during the period of separation between the Iberian and European plates. Nevertheless, there was not oceanic crust in the Pyrenean domain during the Early Cretaceous regardless that the crust was hyperextended and the mantle was exhumed at the bottom of the extensional basins. The oceanic crust was only formed in the westernmost part of the Gulf of Biscay as a result of the increase in the separation between Iberia and Europe related to the counter-clockwise rotation of Iberia. The rift system that was formed during the extensional phase was segmented by transfer zones, the most important of which are those of Santander and Pamplona. The geometry of the basins and the arrangement of the different rift domains and transfer zones controlled the structural evolution and the along-strike changes of the structural style during mountain building. The other determining factor to understand the structural changes of the Pyrenees is the distribution of the upper Triassic evaporites, since it is the most important detachment level.

    There is no agreement about the kinematics of the Iberian plate between the Jurassic and the Late Cretaceous, which conditions the existence of different models for the formation of the Pyrenean rift system and its later contractional deformation.

    The main differences lie in the magnitude of the lateral movement to the east and its relative age with respect to the N-S directed extension that determined the formation of the extensional basins and the exhumation of the mantle during the Albian-Cenomanian.

    The available geophysical data demonstrates the subduction of the continental lithosphere of the Iberian plate underneath the European one. The last images obtained from passive seismic data confirm the lithospheric structure interpreted from seismic reflection profiles and other geophysical data such as gravimetry and magnetotelluric profiles.

    The structure of the central and eastern Pyrenees is characterized by an antiformal stack of basement-involved thrust sheets (axial zone) in the internal part of the double orogenic wedge surrounded by cover thrust sheets detached into the Upper Triassic salt layer. These thrust sheets have been transported on top of the autochthonous Tertiary sediments of the adjacent foreland basins, most prominently in the southern Pyrenees (Serres Marginals-Serres Exteriors-Gavarnia, Montsec-Penya Montanyesa-Lakhura and Bóixols-Cotiella thrust sheets among the main ones).

    These units continue westwards until the Pamplona transfer zone. This transfer zone stepped the extensional basins of Mauléon, to the east and the Basco-Cantabrian, to the west and located more to the south. The basement ride that separated these basins has resulted into the Basque massifs after basin inversion. Westward the Pamplona transfer zone, the Basque-Cantabrian Pyrenees show a different structural style, dominated by the decoupling of the Mesozoic succession above the Triassic salt, both during the extensional period and during the later stage of tectonic inversion.

    In this Pyrenean realm the axial part is occupied by the Bilbao anticlinorium which involves the thickest part of the Basque-Cantabrian extensional basin above an exhumed mantle. Another distinctive structural feature of the Basque-Cantabrian Pyrenees is the existence of numerous salt structures, which are associated with the significant thickness of the Triassic salt that would have conditioned the observed structural style. Further to the west there is another significant change of the structural style on either side of the Santander transfer zone. It changes from the thin-skinned style of the Basque-Cantabrian Pyrenees to the thick-skinned style of the Cantabrian Mountains in the western part of the Pyrenean orogenic system. Offshore, geophysical data demonstrate a step of the north-Pyrenean frontal thrust, which is located more than 100 km further to the north in front of the Cantabrian Mountains.

    The Pyrenean foreland basins—the Aquitaine basin, in the north, and the Ebro basin, in the south—are characterized by two main sedimentary cycles with the development of turbiditic troughs in the areas adjacent to emerging thrusts, an older Upper Cretaceous one and a younger Lower-Middle Eocene. In the late stages of contractional deformation, at Late Eocene times, the Ebro basin was disconnected from the Atlantic Ocean and became an endorheic basin. The infilling of the basin raised the base level and the syntectonic conglomerates progressively buried the adjacent frontal South-Pyrenean thrust sheets. This burial produced a change on thrust kinematics: the thrust sequence changed from piggy-back to break-back. Renewal of the deformation in the internal part increased uplift and exhumation of the axial zone as recorded by thermochronological data.