Cuenca de Aquitania

Con aproximadamente 66.000 kilómetros cuadrados, la Cuenca de Aquitania , o Cuenca de Aquitania , es después de la Cuenca de París la segunda cuenca sedimentaria más grande de Francia, de la cual ocupa gran parte del suroeste, entre el Océano Atlántico al oeste, los Pirineos al al sur, el Macizo Central al noreste y el Macizo Armórico al norte. La cuenca se asienta sobre el basamento cristalophyllian herciniano aplanado durante el Pérmico y que comenzó a hundirse en el Triásico . En la cuenca de Parentis y en la subpirenaica, la base está enterrada bajo 11.000 metros de sedimento.

Geografía

La cuenca de Aquitania lleva el nombre de la región del mismo nombre , pero también del ducado más antiguo de Aquitania . Tiene la forma de un embudo abierto por 330 kilómetros hacia el Océano Atlántico . Limita al sur en 350 kilómetros con los Pirineos que se extienden de oeste a este hasta ONO-ESE. Antes de Narbona , está superpuesta por las capas freáticas de los Pirineos. Al este, limita con el Macizo Central ; en el sureste, la cuenca se extiende entre la Montagne Noire (al norte) y el Mouthoumet (al sur) en el umbral de Naurouze . A través del umbral de Poitou , la cuenca está conectada a más de 100 kilómetros con la cuenca de París . Al noroeste, se encuentra con el Macizo Armórico en Vendée durante 110 kilómetros.

Estructura de la cuenca

La Cuenca de Aquitania es un promontorio tipo cuenca muy asimétrica. Su lugar más profundo con 11.000 metros se encuentra cerca de la falla pirenaica septentrional .

La isóbata de 2000 metros de profundidad sigue aproximadamente el Garona y divide la cuenca en dos partes. La parte al norte, denominada Plateau d'Aquitaine , es una plataforma poco profunda con sedimentos reducidos y ligeramente doblada y fallada . Por otro lado, la parte sur es mucho más profunda y doblada. Muestra un hundimiento muy fuerte del Triásico inferior. La deformación aumenta hacia el sur en dirección a la falla norte-pirenaica, además existe el diapirismo halocinético.

En esta organización espacial (algo simplificada), la cuenca de Parentis en el Golfo de Vizcaya es una excepción. También alcanza la profundidad de 11.000 metros. Pero su estructura orientada de este a oeste es simétrica; su parte occidental se eleva sobre una litosfera oceánica de 100 a 95 millones de años ( cenomaniano ), pero su parte oriental termina cerca de Arcachon en una corteza continental .

Evolución de sedimentos

Los datos sedimentológicos se basan en más de 70 pozos de exploración que han encontrado el lecho rocoso a veces a una profundidad de más de 6.000 metros.

La evolución sedimentaria en la Cuenca de Aquitania comienza en el Triásico Inferior muy cerca del frente norte pirenaico. A partir de aquí avanza lentamente hacia el norte y el noreste.

Trias

La sedimentación comienza en el Triásico Inferior con areniscas y arcillas abigarradas , seguido en el Triásico Medio ( caliza de concha ) de calizas dolomíticas , evaporitas y arcillas para terminar en el Triásico Superior ( Keuper ) con evaporitas ( yeso y sal ), todo coronado en el al sur por lavas ofíticas . Posteriormente, durante la orogenia pirenaica, las capas de evaporitas se activaron como diapiros y las arcillas formaron niveles de desprendimiento llevando los sedimentos a la línea Arcachon- Toulouse .

Los sedimentos del Triásico se caracterizan por ser de tipo germánico. En la meseta de Aquitania son de origen continental, solo se conserva el Keuper. En el sur se convierten en marineros y muestran su pleno desarrollo. La transgresión del Triásico probablemente invadió la Cuenca de Aquitania desde el Téthys atravesando el dominio pirenaico (aún no individualizado) desde el sur o el sureste. El carácter de los sedimentos indica un ambiente confinado y poco profundo con emersiones , lo que explica las evaporitas. El espesor máximo de los sedimentos del Triásico es de unos 1000 metros. Se extienden hacia el norte hasta la línea Royan- Brive.

jurásico

El Jurásico se puede dividir en siete secuencias de segundo orden, tres en Lias , dos en Dogger y dos en Malm :

Hettangian - secuencia Sinemuriana ;
Secuencia Lotaringio - Carixiano - Domeriano ;
Toarcian - secuencia Aalenian ;
Bajocian - Secuencia Batoniana Inferior;
Secuencia Bathoniano- Calloviano medio ;
Oxfordian - Secuencia de Secuanian ;
Kimmeridgian - secuencia de Portland .

Estas secuencias están separadas por discontinuidades . Todos están representados solo en Quercy . Más al sur (cuenca subpirenaica), muchas lagunas afectan la continuidad de la serie estratigráfica.

Lias

La secuencia basal del Hettangiano - Sinemuriano es transgresora. Esta es la primera vez que aparecen sedimentos completamente marinos en la cuenca de Aquitania, pero relativamente pobres en fósiles . Desde el Sinemuriano, que está formado por calizas dolomíticas y en ocasiones oolíticas , la transgresión del Lias se extiende gradualmente por toda Aquitania. Al final del Lias y al comienzo del Dogger, superpone en 30 kilómetros el límite actual de la base herciniana (Macizo Central y Vendée occidental) a pesar de varias regresiones a pequeña escala en Pliensbachien . Al norte, se está construyendo una plataforma continental interna hasta la línea La Rochelle - Angoulême - Périgueux - Figeac . Aquí los sedimentos transgresores del Hettangiano basal son en general detríticos: conglomerados de base, arcosas , areniscas y argilitas ricas en plantas fósiles. Estos sedimentos son seguidos durante el resto del Hettangiano por depósitos confinados y marinos de facies de lagunas que se vuelven lacustres : arcillas verdes, margas jaspeadas, calizas dolomíticas y calizas en plaquetas con faunas enanas y niveles de evaporita. También fue en este momento cuando se estableció una primera comunicación entre la Cuenca de Aquitania y la Cuenca de París a través del umbral de Poitou . Los sedimentos de Sinemuria son claramente marinos y tienen fauna pelágica (calizas con bandas y calizas litográficas duras). Al final del Sinemuriano, aparece una regresión repentina subrayada por fondos indurados .

La segunda secuencia de Lias también tiene un carácter transgresor marino. Comienza en el Lotaringio / Carixiano Inferior (Sinemurio tardío / Pliensbachiano temprano ) y está bien datado por una fauna muy rica en amonitas ( Arietites , Oxynoticeras , Deroceras y Uptonia jamesoni ). Sus sedimentos son calizas ricas en granos de cuarzo con guijarros Sinemurianos reciclados. El Carixiano Superior está formado por calizas arcillosas con numerosos fósiles ( Aegoceras capricornu ), separados por lechos de margas grisáceas. Luego siga las margas con amonites ( Amaltheus margaritatus ) y ostraceae ( Gryphaea cymbium ) indicando una plataforma abierta hacia el Atlántico. Durante el Bajo Domérien hay por primera vez a través del umbral de Poitou una conexión con la Cuenca de París y, a través de los estrechos de Rodez y Carcasona, con el Mar Jurásico del sureste de Francia. El Domeriano superior (final del Pliensbachiano) todavía ve una regresión con una piedra caliza arenisca del litoral muy fosilífero ( Pleuroceras spinatum , Pecten aequivalvis ) que se vuelve oolítico y ferruginoso en los bordes.

La tercera y última secuencia de Lias se desarrolla en el Toarcian ; casi libre de depósitos detríticos gruesos, vuelve rápidamente a depósitos predominantemente de arcilla:

Cartón de esquisto toarciano inferior;
margas y calizas con amonitas incluyendo Harpoceras falciferum e Hildoceras bifrons del Toarciano Inferior y Medio;
margas negras con amonitas, incluidas las pseudogrammoceras del Toarcio superior.

Con calizas areniscas hacia el final del Toarcian y el comienzo del Aalenian , los sedimentos muestran un carácter regresivo. Estas calizas incluyen lechos de ostraceae, lechos de oolitos ferruginosos e intercalaciones de yeso; pueden terminar en una discontinuidad con erosión. Los fósiles Pleydellia aalensis y Leioceras Opalinum confirman la tarde Toarciense y bajar la edad Aaleniano .

En la zona sur de la cuenca de Aquitania, la deposición de evaporitas (con lechos de anhidrita ) se inició en el Triásico y continuó por todo el Lias; su espesor puede alcanzar los 500 metros en Lias.

Dogger

El espesor máximo del Dogger de 300 metros se desarrolla a lo largo de un área que va de Angoulême a Tarbes . Aquí se instala una barrera de arrecife que divide la cuenca de Aquitania en dos áreas. Los principales arrecifes se encuentran al este de Angulema, al noroeste de Périgueux y al este de Pau. Se asocian con calizas oolíticas, lo que indica un entorno de alta energía. En una plataforma poco profunda al este de esta barrera hay calizas neríticas sedimentadas, dolomitas más al sur y en el propio Quercy calizas leñosas . La zona al oeste de la barrera está abierta hacia el Atlántico y presenta sedimentación pelágica con calizas margosas de amonites muy ricas en microfilamentos.

La primera secuencia del Dogger comienza al este de la barrera con la transgresión bajociana que deposita dolomitas de un ambiente confinado. A veces, estos sedimentos contienen Aalenian reciclado. El Bathoniano incluye calizas al noreste y dolomitas al sureste. Hacia el final del ciclo en el Bajo Batoniano aparecen condiciones regresivas con lignitos y brechas e incluso fósiles lacustres en Quercy. En el dominio oriental no habrá más ammonites hasta el Kimmeridgien, empeorando la correlación. El dominio pirenaico del sur tiene un desnivel.

La segunda secuencia de Dogger comienza en el Bathoniano medio con calizas lacustres y facies con brechas de grava. Hacia el noreste siguen las calizas neríticas poco profundas, hacia el sur continúan las dolomías. Al final de la Calloviense ciclo, localmente costera a facies salobres nacen con superficies rubefied.

Malm

La importante barrera de arrecifes que delimita las facies nerítica y pelágica persiste en Malm . En el dominio occidental más profundo, las margas amoníticas y las calizas se acumulan , por otro lado, en los dolomitas calizas del dominio oriental. El declive del Jurásico se siente desde el Titoniano con la aparición de dolomías y brechas en la cuenca del Adour , evaporitas en la Charente , sedimentos extremadamente costeros en el Quercy, calizas lacustres en la cuenca de Parentis y anhidritas en el Gers . Los umbrales y los estrechos se cierran y en el Périgord hay un último arrecife cerca de La Tour-Blanche . Finalmente, el mar se retira hacia el sur detrás del Garona.

En el Oxfordiano Inferior , la primera secuencia del Malm parece seguir al Calloviano sin interrupción. Pero falsos cargneules y algunas brechas podrían corresponder a una discontinuidad o cambios (establecido para las Grands Causses ). Durante el Oxforiano Medio y Alto, se depositan calizas desde el mar abierto hasta el Atlántico incluyendo formaciones de arrecifes muy frecuentes. El Bajo Kimmeridgiano muestra condiciones más costeras con ostraceos, erizos de mar y " marcas de ondas ".

La segunda secuencia del Malm comienza en el Alto Kimmeridgiano con algunas regresiones localizadas que dejan las raras calizas lacustres. Pero el tipo de sedimentación parece sufrir un cambio profundo con la aparición de facies de brechas, cambios sinedimentarios, sucesiones rítmicas de calizas y arcillas y pasados leñosos. El kimmeridgiano está fechado por los ammonites Aulacostephanus y Aspidoceras orthocera . Esta sedimentación muy perturbada que muestra tanto una facies de mar abierto como una facies confinada con marismas reductoras parece corresponder al inicio de la individualización de los Pirineos. Esta etapa también se llamó Virgulian después de la ostracea Exogyra virgula . Durante el Tithoniano el confinamiento se hace aún más avanzado para terminar con la emergencia de la mayor parte de la cuenca de Aquitania antes del Cretácico (los surcos del frente norte de los Pirineos son una excepción). Así vemos sedimentos de calizas con oolitos ferruginosos con lechos margosos con Gravesia portlandicum , dolomitas y facies salobres.

Cretáceo

En comparación con el Jurásico, las secuencias del Cretácico son mucho menos precisas.

Cretácico Inferior

La sedimentación durante el Cretácico Inferior permanece restringida a los confines septentrionales de los Pirineos. Probablemente el intercambio de agua fue siempre mucho más importante con el Mar de Tetis que con el Atlántico.

Después de una pausa, la sedimentación se reanuda en el Cretácico Inferior. Sin embargo, solo afecta a la cuenca de Parentis y la cuenca de Adour. Estas dos cuencas tienen un enorme hundimiento durante el Cretácico Inferior: 2.000 metros para la cuenca de Parentis e incluso 4000 metros para la cuenca del Adour.

El resto de la cuenca de Aquitania sufre una erosión muy fuerte durante el Cretácico Inferior.

Los primeros depósitos en las dos cuencas son sedimentos costeros de la facies wealdiana , principalmente areniscas y arcillas.

Durante el Barremiano, las calizas se asientan en el medio marino poco profundo que se vuelve detrítico en la parte norte de la cuenca de Parentis e incluso las lagunas en Lacq (anhidritas).

En el Aptiano superior, la facies parcialmente arrecifal del Urgonian con calizas fosilíferas con algas , polípires y rudistas se establece en ambas cuencas . La facies urgoniana rodea completamente la cuenca de Parentis y continúa hasta el Albiano.

Ya en el Albiano, aparecen fuertes deformaciones halocinéticas en el sur de la cuenca de Aquitania que influyen en la distribución de los sedimentos. Se forman brechas, conglomerados poderosos y turbiditas ; en la cuenca de Parentis reina el régimen erosivo con una discontinuidad bien desarrollada. Al norte de la cuenca de Aquitania, la cubierta sedimentaria está ligeramente doblada en dirección herciniana (NW-SE), con pliegues muy abiertos. Todos estos eventos están vinculados a los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos occidentales. Hacia el final del Albiano sube el nivel del mar, se depositan arcillas que ahogan los relieves arrecifales del Urgonian.

Cretácico superior

La transgresión que ya había comenzado al final del Albiano se extendió con bastante rapidez hacia el norte durante el Cenomaniano . El área de sedimentación en el norte es casi idéntica a la del Jurásico, en cambio en el este el mar Cenomaniano avanza solo hasta la línea Brive- Cahors -Agen- Muret -Carcassonne. La falla norte-pirenaica en este momento delimita facies de plataforma al norte y surcos profundos al sur. Estos surcos están llenos de flyschs (e incluso breccia "wildflyschs") de origen pirenaico. Cerca de Saint-Gaudens, los flyschs van acompañados de rocas volcánicas, traquitas que llegan hasta lavas ultrabásicas. Los flyschs - sucesiones rítmicas de areniscas y arcillas, con algunas intercalaciones calcáreas - continúan durante el Turoniano y el Coniaciano con una sedimentación bastante perturbada. Duraron hasta finales del Cretácico cuando se multiplican las tendencias regresivas. El mar retrocede normalmente antes del límite Cretácico / Terciario, pero en la Cuenca Subpirenaica en los Pequeños Pirineos el mar solo retrocede antes del comienzo del Paleoceno ( Danio ).

En el resto del norte de la Cuenca de Aquitania, las calizas pelágicas se sedimentaron durante el Cretácico Superior con localidades típicas de Coniacian, Santonian y Campanian en Charente.

Debido a su posición salobre, el cinturón del norte tiene facies diferenciadas. Así, el cenomaniano se puede dividir aquí en tres ciclos sedimentarios:

un ciclo superior ligeramente regresivo; con arenisca a calizas rudistas y margas de ostras al noroeste y sedimentos poco profundos al noreste (margas de yeso y arenas),
un ciclo medio avanzando hacia Quercy; con margas más profundas (a excepción de varios paleorelejos en Périgord con sedimentos costeros y lignitos),
un ciclo más bajo de facies someras; con arrecifes rudistas al noroeste y de influencia continental (lignitos) al noreste.

Durante el Turoniano el mar avanza en el Lot . Estos sedimentos marinos transgresores se pueden dividir en dos partes:

por encima del Angoumian . El angoumian es muy macizo y forma costillas. Está compuesto por calizas brechadas a rudistas en su base seguidas de arenas ocre ricas en calizas.
básicamente la Ligérien . El Ligérien se compone principalmente de margas calcáreas .

Hacia el final del Turonien, el Macizo Central sufre un ligero abultamiento, lo que resulta en una extensión bastante extensa de arenas.

El coniacio y el santoniano aparecen en el norte de la cuenca de Aquitania generalmente como calizas, que se convierten en areniscas al este de Périgueux.

El campaniano sigue con una marcada discontinuidad. En el sur, el surco del flysch comienza a ensancharse hacia el norte. En la región de Pau, antes de la deposición de los flyschs, todo el Cretácico inferior y todo el Jurásico fueron eliminados por la erosión, en algunos lugares se llegó incluso a la base. Al norte de Pau, el Campanien incluye el Aturien , una facies margosa. Más al norte, los sedimentos se vuelven uniformes en piedra caliza micrítica con pedernal completamente marino.

Durante el Maastrichtiano comienza la regresión del Mar Cretácico. Tras la deposición inicial de las calizas rudistas bioclásticas y la construcción de algunos arrecifes rudistas y pólipos dispersos, el nivel del mar desciende drásticamente hasta emerger. Sucesivamente, el mar retrocede detrás de la línea Arcachon-Toulouse. Al mismo tiempo, se reanuda un ligero pliegue siguiendo la dirección herciniana a lo largo de la franja norte de la cuenca de Aquitania.

Cenozoico

Paleógeno

Durante el Paleoceno, la costa sigue aproximadamente la línea Arcachon - Toulouse . Al norte en la zona norte-aquitania , la sedimentación es continental con arcillas rojas, arenas y calizas lacustres. El mar hace un pequeño avance en esta zona y deja calizas equinoides . Al sur, en el centro de Aquitania, se construye una plataforma poco profunda hasta la línea Audignon - Carcassonne . Las condiciones pelágicas prevalecen en la zona sur de Aquitania hasta el extremo sur . En su parte profunda al oeste - el golfo de Aturio - se sedimentan calizas pelágicas con globigerinas , opérculinas y alveolinas . La parte oriental se aplana cada vez más, y cerca de los Petites Pyrenees ya se han depositado corales de copa de piedra caliza poco profundos y opérculos equinoideos. En Ariège y Corbières, más al este, los sedimentos se vuelven completamente continentales y lacustres.

El mar emprende una nueva transgresión en el Eoceno inferior ( Ypresiano ) y avanza hacia el Médoc y al sur de Oléron , en el sureste casi toca la Montagne Noire . De margas a Globorotalia aparecen en el Golfo de Aturio, más al este margas y calizas Turitelles . En las áreas recién recuperadas se depositan arenas y calizas ricas en alveolinas y numulitas . El noreste, en cambio, permanece bajo la influencia continental con arenas ricas en hierro en Charente y melaza en Libournais (melaza du Fronsadais) y Agenais . El origen de esta sedimentación continental está ligado al Macizo Central hasta el Ypresiano Medio.

La subida del mar continúa durante el Eoceno medio ( luteciano y bartoniano ). Las calizas celulares y de nummulita se extienden hacia el norte hasta Blaye y Saint-Palais y hacia el este afectan a Agenais. El surco pirenaico septentrional se profundiza y rellena al este con los Poudingues de Palassou . Este evento marca el inicio de la emergencia de los Pirineos y al mismo tiempo un cambio en el origen de los sedimentos detríticos hacia el sur. Los conos aluviales se asientan, se fusionan y avanzan hacia el norte en los Castres . A su alrededor nacen lagos que sedimentan las calizas de los lagos. Los sedimentos que se originan en el macizo central muy aplanado, principalmente arcillas, arenas y gravas, ahora están restringidos a una zona estrecha al noreste. En ese momento, Périgord y Quercy estaban familiarizados con el Siderolítico , sedimentos ricos en hierro provenientes de las lateritas . Por tanto, el clima era subtropical.

El mar retrocede durante el Eoceno Superior ( Priaboniano . El surco pirenaico septentrional está completamente lleno de productos de la naciente cadena de los Pirineos. En el Médoc todavía hay calizas y margas con nummulitas, pero al este de Burdeos la sedimentación ya es convirtiéndose en continental con melaza que cambia más al sur a formaciones yesíferas.

El Oligoceno inferior ( rupeliano ) vio un ambiente marino permanente en el sur con margas y arenas con nummulitas, lamelibranquios y equinoides. En cambio, las calizas con anomías del Médoc son lagunas . Después de un oleaje de corta duración al comienzo del Chattian , que deposita caliza con asterias en el norte de Medoc y Libournais y melaza con mamíferos en Agenais, el mar retrocede de manera bastante significativa al final del Oligoceno. Este retroceso va acompañado de movimientos tectónicos que crean ondas anticlinales en el norte y en el centro. Los conos aluviales que salen del Pirineo avanzan ahora hacia los Albigenses y alcanzan su máxima expansión. Empujan hacia atrás el cinturón de lagos frente a ellos hacia el norte; sus sedimentos se encuentran luego en Quercy, Causses e incluso en los límites del Macizo Central.

Neógeno

Desde su retirada en las Landas, el mar vuelve a transgredir durante el Mioceno Inferior ( aquitano ) hacia el norte y hacia el este. Hay una alternancia de facies marina, laguna y lacustre. Durante un ligero descenso, un gran lago se asentó cerca de Condom , Lac des Saucats , donde se depositó la piedra caliza gris de Agenais . Entonces el mar alcanza su máxima extensión. Está limitado por una serie continental cuyo poder aumenta hacia el sureste. Los conos aluviales del Pirineo muestran por primera vez una tendencia regresiva debido a un hundimiento muy fuerte cerca del orógeno, pero siempre llegan al Agenais.

Los abanicos aluviales continúan retrocediendo durante el Mioceno Medio ( Langhien y Serravallian ). El cinturón de los lagos puede avanzar así hacia el sur en Armagnac .

El Mioceno Superior ( Tortoniano y Mesiniano ) se caracteriza por un drástico retroceso del mar hacia el oeste. Primero el mar se retira de Burdeos y Bazadais para terminar con una retirada casi total de la Cuenca de Aquitania. Las áreas abandonadas por el mar en Armagnac están llenas de arenas y arcillas muy pobres en fósiles. En las regiones emergidas al norte y al este, ya se está estableciendo la red hidrológica actual, drenando el Macizo Central.

En el Plioceno ( Zancléen ) el mar solo ocupa una estrecha franja cerca de la cuenca de Arcachon al sur de Soustons . Deposita margas arenosas que contienen una microfauna bentónica muy rica . En otros lugares hay sedimentación continental con arenas rojizas . Los conos aluviales se están retirando ahora muy cerca del frente pirenaico, pero aquí todavía se están construyendo edificios importantes (por ejemplo, los conos aluviales de Ger , Orignac - Cieutat y Lannemezan ). La red hidrológica del Garona con sus confluencias ya está completando su actual organización; el Garona evita las melazas del Mioceno al pasarlas por alto y sigue un graben ligeramente subsidiado entre Toulouse, Agen y Burdeos.

La continentalización gradual de la cuenca de Aquitania desde su borde noreste estuvo acompañada de una erosión subaérea muy fuerte que liberó varias superficies de aplanamiento de expansión detrítica:

una superficie de nivelación que data del Eoceno;
una superficie de aplanamiento aquitania. A menudo está silicificado, claramente visible en Agenais, Périgord y Quercy;
una superficie de nivelación que data del Plioceno (Zancléen), marcada por arcillas gravadas en Bordelais y en las Landas.

En la superficie del Plioceno se instaló la actual red hidrológica.

Cuaternario

Las últimas tres glaciaciones Mindel , Riss y Würm también dejaron su huella en la Cuenca de Aquitania al crear diferentes niveles de terrazas fluviales y otros fenómenos como:

relleno de cuevas, cavernas y abrigos rocosos ; estos son muy importantes para la datación de sitios arqueológicos ;
depósitos de origen eólico; estos depósitos cubren más de un tercio de la superficie de Aquitania, especialmente en el Médoc y en las Landas; fueron depositados durante las dos últimas etapas de la glaciación de Würm; la cordillera de dunas a lo largo de la actual costa data del Holoceno ;
coluvión de mesetas y laderas;
depósitos de pendiente de origen crioclástico ; se desarrollan especialmente en Périgord y Charente donde a veces contienen herramientas prehistóricas.

La evolución del estuario de la Gironda comenzó al final de la última glaciación de Würm hace 20.000 años.

Para concluir, debemos mencionar los sitios prehistóricos de renombre mundial, especialmente en la Dordoña .

Organización estructural y tectónica

Estructuralmente, la Cuenca de Aquitania se puede dividir en dos áreas por un gran accidente tectónico, el ángulo norte-aquitania que sigue la dirección NW-SE de Arcachon a Carcassonne. Extiende la vertiente continental del norte de Aquitania en el continente y divide la cuenca de Aquitania en la provincia del norte y la provincia del sur.

La provincia del norte , también llamada Meseta de Aquitania , representa una plataforma continental típica. Se caracteriza por una sedimentación muy reducida y varias fases de emersión (a lo largo del Cretácico Inferior y varias veces en el Cretácico Superior y Cenozoico). El sótano de Hercynian rara vez tiene más de 2000 metros de profundidad. Triásico y Jurásico juntos alcanzan un espesor de 1000 a 1700 metros. Falta el Cretácico Inferior, el Cretácico Superior tiene solo varios cientos de metros. El Paleógeno , si está presente, es muy delgado en el norte, pero gana en grosor en el sur, donde está superpuesto por el Neógeno delgado.

Al este de la Cuenca de Aquitania se pueden distinguir varias ondulaciones de gran longitud de onda que siguen la dirección pirenaica (ONO-ESE):

la depresión de Quercy;
el cardumen de Tarn-et-Garonne ;
el surco castellano;
el cardumen de tolosan.

La provincia norte se caracteriza por estructuras sencillas (surcos y cardúmenes, pliegues de longitud de onda larga, pliegues de falla y pliegues) que generalmente siguen direcciones hercinianas y armóricas. Estas estructuras se formaron durante varias fases tectónicas:

Fase jurásica. Las estructuras son sinedimentarias y siguen direcciones hercinianas. Influyen durante el Cretácico en la distribución de las facies sedimentarias, pero también en la evolución de las transgresiones;
fase finita-Campaniana-Maastrichtiana. Esta fase amplifica las estructuras de la fase jurásica. Nacimiento de ondas anticlinales, que siguen aproximadamente el borde noreste de la cuenca; se extienden más de 200 kilómetros. Podemos distinguir las siguientes estructuras:
- el anticlinal de Mareuil - Meyssac . Esta estructura es un anticlinal asimétrico en Mareuil, pero se convierte en una falla normal con un rechazo significativo entre Terrasson y Meyssac.
- el anticlinal de Périgueux. Esta estructura se puede rastrear entre Cognac, La Tour-Blanche, Périgueux y Saint-Cyprien . Ella es un anticlinal claro en La Tour-Blanche y un anticlinal defectuoso en Saint Cyprien,
- el anticlinal de Oléron- Jonzac - Ribérac - Sauveterre-la-Lémance . Esta estructura es un claro anticlinal para Jonzac y Sauveterre. Estas arrugas anticlinales son interrumpidas por los sinclines de Sarlat y Saintes que se encuentran al NW-SE;
Fase Eoceno-Oligoceno. Todavía forman anticlinales, pero más profundos y no reconocibles en la superficie:
- las cúpulas en dirección NE-SW de Listrac , Blaye, Couquèques ,
- las protuberancias en dirección NW-SE de Sainte-Hélène - Carcans ,
- la sincronía de Burdeos,
- la cresta anticlinal de dirección oeste-este de La Teste - Villagrains - Landiras - Miramont-de-Guyenne .

La provincia meridional se caracteriza por los pozos de hundimiento muy profundos de Parentis y Adour, separados por el bajío de Mimizan . En comparación con la provincia del norte, los espesores aumentan considerablemente (5.000 - 11.500 metros). Triásico y Jurásico juntos alcanzan los 2000 - 3000 metros; el Cretácico Inferior varía entre 500 y 1.500 metros, el Cretácico Superior entre 500 y 3.000 metros y el Paleógeno entre 1.000 y 3.000 metros; incluso el Neógeno todavía puede alcanzar los 1000 metros.

Los movimientos tectónicos fueron mucho más complicados en la provincia sur, además hubo una superposición halocinética (diapiros salinos del Triásico y del Lias). Desafortunadamente, una gran parte de las estructuras está oculta por detritos pliocuaternarios. Pero gracias a la perforación de exploración, estas estructuras ahora se conocen (en términos generales). Como en la provincia norteña, las arrugas anticlinales se encuentran aquí, pero son más apretadas; a medida que se acercan a los Pirineos su longitud de onda se hace cada vez más corta y los efectos halocinéticos aumentan. Las arrugas se formaron durante la elevación del orógeno pirenaico (Eoceno / Oligoceno), que comprimió su promontorio. Su organización estructural terminó en el Mioceno.

En la provincia sur podemos distinguir las siguientes arrugas anticlinales:

Arrugas Parentis-en-Born - Bouglon -Agen;
Paseo Mimizan- Roquefort - Créon - Cézan - Lavardens ;
Boos - Audignon - Paseo Nogaro ;
Saubrigues - Biarrotte - Bastennes - Paseo Garlin ;
viaje desde Peyrehorade - Sainte-Suzanne -Lacq-Pau- Meillon .

Durante el Plio-Cuaternario, los movimientos de reajuste isostático en el borde noreste de la Cuenca de Aquitania llevaron a un ligero abombamiento de la base aplanada en el Macizo Central. En el interior de la pelvis los movimientos siguieron la estructuración herciniana y provocaron la rotación de algunas superficies niveladoras del Plioceno. Estos cambios tuvieron una gran influencia en la red hidrográfica, y en las vertientes del Adour y el Garona aparecieron fenómenos de desviación y desplazamiento de ríos.

Zonas tectono-metamórficas del sótano

El basamento herciniano enterrado por la cubierta sedimentaria de la cuenca de Aquitania se puede subdividir mediante estudios geofísicos en varias zonas tectono-metamórficas que generalmente siguen una dirección NW-SE (de norte a sur):

la zona de ligero-arverne . Limita al sur con la línea Niort - Angoulême - Montauban - Fumel y es paralela al norte a la cizalla del Armórico Sur . Es el corazón polimetamórfico del orógeno varisco.
el área de Armórica del Sur . Limita al sur con la línea La Rochelle-Saintes- Chalais y termina cerca de Bergerac . La zona está formada por capas cristalinas llevadas hacia el sur; las capas datan del Devónico y el Carbonífero ;
la zona de aquitania septentrional . Su límite sur sigue la línea Arcachon-Agen-Toulouse y es idéntico al frente sur-Varisque o al ángulo norte-aquitania. Está constituido por las napas freáticas de la zona exterior del marco varisca llevadas hacia el sur en el Pensilvania ;
el bloque de Aquitania , también llamado microcontinente Aquitania . Esta zona está delimitada al sur por el frente norte-pirenaico y es idéntica a la provincia meridional. Este microcontinente ya pertenece a la franja norte de Gondwana .

Profundidades de Moho

En la cuenca de Aquitania, la profundidad máxima del Moho de 36 kilómetros sigue aproximadamente al Garona. Yendo hacia el Macizo Central se aplana lentamente hasta 30 kilómetros. Asimismo, al acercarse a los Pirineos, allí también el Moho tiene 30 kilómetros de profundidad. En la parte oceánica de la cuenca de Parentis, el Moho tiene solo 20 kilómetros de profundidad, lo que indica un fuerte tramo de la corteza continental . Por otro lado, bajo los Pirineos centrales, el límite de Moho es muy bajo: ¡50 kilómetros! Evidencia de engrosamiento cortical por la orogenia pirenaica.

Contexto geodinámico

Para comprender mejor el curso de los eventos geológicos en la cuenca de Aquitania, es importante considerar el contexto geodinámico. Los principales eventos son:

la ruptura de Pangea en el Triásico, la apertura del Atlántico Norte y luego la apertura del Golfo de Vizcaya ;
la apertura del océano alpino en el Jurásico, que alimenta la cuenca de Aquitania a través de dos estrechos;
los movimientos de la placa ibérica y la colisión pirenaica.

Alrededor de 230 millones de años en el Triásico Superior ( Carniano ), el supercontinente de Pangea comienza a desintegrarse. En el lado atlántico, la ruptura comienza en la región atlántica central. Ya durante el Jurásico Inferior, los grabens continentales se oceanizaron y el Atlántico central comenzó a abrirse en el Toarciano , hace 180 millones de años. La escisión de América del Norte , América del Sur y África (etapa de "deriva"). En el Calloviano, el Atlántico central es completamente marino. Pero la deriva continúa y la ruptura afecta al Atlántico norte en el Cretácico. Así, un brazo de la grieta se infiltra durante el Titoniano (150 millones de años) a lo largo del talud continental actual hacia la Cuenca de Aquitania y empuja lentamente la placa ibérica , que anteriormente estaba unida al Macizo Armórico, hacia el sur. Así, el Atlántico avanza por primera vez directamente hacia la Cuenca de Aquitania. La apertura del Océano Atlántico Norte (in) contemporánea es la apertura del Golfo de Vizcaya al girar en sentido antihorario desde la propia placa. Como resultado, con su parte noreste, la placa entra en contacto con el sur de Francia desde el Albiano . Finalmente la colisión finaliza durante el Eoceno y el Oligoceno , la cadena pirenaica se erige bajo transpresión en una estructura de coliflor sufriendo al mismo tiempo una erosión muy fuerte. La orogenia principal desemboca en el aquitano . Posteriormente, siguen movimientos isostáticos que aún persisten, como lo demuestran los terremotos bastante recientes.

Mega-secuencias

Finalmente, la evolución geodinámica de la Cuenca de Aquitania se puede subdividir en cuatro mega-secuencias (simplificando), siendo el punto de referencia el inicio del rifting en el Cantábrico en el Tithoniano (Jurásico Superior):

una mega-secuencia preferida. Triásico al Jurásico Superior. Principalmente sedimentos detríticos con carbonatos, seguidos de poderosas evaporitas triásicas. Carbonatos de plataforma jurásica;
una mega-secuencia de synrift. Cretácico Inferior (Titoniano a Albiano). Formación del Cantábrico con oceanización parcial. Sedimentos de piedra caliza y detríticos no marinos y marinos neocomianos poco profundos, seguidos de poderosos carbonatos de plataforma Aptia y Albiana. La mega-secuencia termina en el Cenomaniano con movimientos tectónicos de inversión (en fallas inversas) utilizando las antiguas fallas distensivas;
una mega-secuencia postrift. Cretácico superior (Cenomaniano a Paleoceno). Los movimientos senestrales de Iberia hacia Francia crearon varias cuencas de origen transtensivo (“pull-aparts”). Están llenos de turbidez al sur;
una mega-secuencia de foreland. Cenozoico (Paleoceno hasta el presente). La colisión de Iberia con Francia acaba con la tectónica distensiva. El joven orógeno pirenaico llenó su promontorio con flysch en el Eoceno y melaza en el Mioceno.

Recursos

Hidrocarburos

Para la economía francesa, los recursos más importantes de la Cuenca de Aquitania son sin duda los hidrocarburos ( petróleo y gas natural ). Sus depósitos se encuentran en las cuencas del Cretácico Inferior (provincia sur):

Cuenca de Parentis . Petróleo. Depósitos en Parentis-en-Born , Cazaux y Lavergne . La cuenca de Parentis contiene la mayoría de los recursos petroleros de la Francia metropolitana;
Lavabo Adour . Gas natural. Depósitos en Lacq , Meillon y Saint-Marcet . Con 220 mil millones de metros cúbicos, la cuenca de Adour contiene casi todos los recursos de gas natural de Francia.

Las rocas generadoras de hidrocarburos son sobre todo calizas y dolomitas del Kimmeridgiano; luego, los hidrocarburos subieron en el Cretácico inferior y se acumularon bajo las arcillas compactas del Aptiano.

Acuíferos

Los estándares de aguas subterráneas se encuentran en el Cretácico Superior y el Cenozoico de Burdeos . El descubrimiento de un gigantesco acuífero en las arenas del Eoceno cerca de Lussagnet es de gran importancia para la región de Pau-Toulouse.

Otros recursos geológicos

las arcillas . Materia prima para tejas y ladrillos (producción de tejas, ladrillos, etc.). Los depósitos están contenidos en el Toarcian, en el Eoceno (Luteciano), en el Oligoceno y en el Mioceno (Aquitanien, Burdigalien, Langhien y Tortonien ).
el caolín . Materia prima para la fabricación de porcelana . Depósitos residuales del Eoceno de tipo lenticular, a menudo asociados con el karst del Cretácico Superior (por ejemplo, cerca de Les Eyzies ).
la turba . Niveles de turba del Pleistoceno y del Holoceno en el Médoc (estuario de la Gironda).
el lignito . Ocurrencias en el Cenomaniano de Sarladais . Depósitos del Mioceno superior / Plioceno en las Landas (por ejemplo, en Arjuzanx ).
la bauxita . Se encuentra en los focos kársticos del Jurásico entre Pech y Lavelanet . Ya no es rentable.
la plancha . Yacimientos en el Siderolítico Eoceno en Périgord y Quercy. Ya no es rentable.
los metales . Principalmente mineralización de plomo y zinc , depósitos en el Sinemuriano basal en Charente y cerca de Figeac. Ya no es rentable.

Red hidrográfica

La red hidrográfica incluye las cuencas hidrográficas de cuatro ríos: el Adour , el Garona , el Dordoña y el Charente .

La agencia de aguas de Adour-Garonne es la gestora de esta red.

Resumen

La evolución geológica y la estructura de la cuenca de Aquitania están determinadas por dos factores principales:

la base herciniana;
la orogenia pirenaica.

Las zonas tectono-metamórficas del basamento con su grano estructural orientado NW-SE han influido profundamente en la evolución sedimentaria y las estructuras tectónicas de la cuenca. Esta dirección herciniana también la toma el talud continental (al noroeste de Francia), formado durante la apertura del Golfo de Vizcaya en el Cretácico Inferior. La continuación del talud continental se encuentra en la cuenca subpirenaica muy profunda. Las crestas anticlinales de la cubierta de sedimentos también siguen generalmente la dirección herciniana. Al igual que la cizalla de South Armórica, también muestran un componente de cizalla dexter . Así que su génesis no fue solo compresiva sino transpresiva. La cuenca de Parentis también está delimitada por diestras cizallas en dirección herciniana. Sin embargo, en el momento de su génesis, la corteza estaba distendida, lo que explica su estructura transtensiva de separación oeste-este . La cuenca de Parentis representa el intento fallido del Atlántico de avanzar una grieta en el continente. Probablemente la grieta fue bloqueada por el movimiento antihorario del microcontinente ibérico .

Desde el Cenomaniano la Cuenca de Aquitania vino bajo la influencia del orógeno pirenaico con su estructura ONO-ESE . El origen de los Pirineos no solo es compresivo, sino que también muestra un componente de cizallamiento, esta vez siniestro . A lo largo del Cenozoico, la estructuración de los Pirineos ejerció una influencia profunda y penetrante en la Cuenca de Aquitania; los efectos tectónicos son visibles incluso en el borde noreste muy cerca del Macizo Central.

Notas y referencias

Notas

Las cuencas del Permo-Triásico de Brive y Grésigne todavía pertenecen al Macizo Central .
Llamamos "ostráceos" o "ostráceos", fósiles como conchas de ostras, berberechos o mejillones, en contraposición a conchas "huecas" como ammonites ./
Este evento está marcado por los primeros movimientos tectónicos en los Pirineos durante el Albiano, por el metamorfismo pirenaico entre 108 y 93 millones de años atrás y por la transgresión del cenomaniano en la cuenca de Aquitania.

Referencias

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Ver también

Bibliografía

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Taillefer François, “ Modelado y suelos en el oeste y sur de la cuenca de Aquitania: Henri Enjalbert, Les Pays aquitains. Primera parte: El modelo y los suelos. Volumen I ”, Revista geográfica de los Pirineos y el Suroeste. Sudoeste de Europa ,1962, p. 357-362 ( leer en línea )

enlaces externos

“ Mapa geológico BRGM ” en Géoportail .