Pirinioak. Orogenia Variskarra

Pirinioak

Hertziniar Zikloa

Unai Mtz. de Lahidalga

2010-03-21

Geologia 5. maila

Tektonika Konparatua

Unai Mtz. de Lahidalga Pirinioak. Hertziniar Zikloa.

[2]

Aurkibidea Laburpena ......................................................................................................................... 3

Abstract ............................................................................................................................ 3

Sarrera .............................................................................................................................. 4

Kokapen geografikoa ........................................................................................................ 5

Kokapen geologikoa ......................................................................................................... 6

Ipar Pirinioetako Eremua .............................................................................................. 8

Ipar Pirinioetako Failaren Eremua ................................................................................ 8

Eremu Axiala eta Euskal Mendigunea .......................................................................... 8

Hego Pirinioetako Eremua ............................................................................................ 9

Ziklo Variskarra: Aldiak eta Materialak ........................................................................... 10

Pirinioetako Ziklo Variskarra: Sarrera ......................................................................... 10

Goi Ordoviziarraren aurretiko arrokak ....................................................................... 12

Eremu Axialeko Caradoc aurreko seriea ................................................................. 12

Terrades-eko (Girona) Behe Kanbriarra .................................................................. 13

Euskal Mendiguneko Behe Ordoviziarra ................................................................. 13

Caradoc aurretiko magmatismoa ............................................................................ 14

Goi Ordoviziarra .......................................................................................................... 15

Eremu Axialeko Goi Ordoviziarra ............................................................................ 15

Eremu Axialeko Goi Ordoviziarreko magmatismoa ................................................ 17

Pirinioak: Siluriar, Devoniar eta Karbonifero pre- eta sin- Variskarra ........................ 18

Pirinioetako egitura, metamorfismo eta plutonismo Variskarra ................................... 21

Pirinioetako egitura Variskarra ................................................................................... 21

Pirinioetako Eremu Axialeko metamorfismo Variskarra ............................................ 26

Metamorfismoa eta honen erlazioa inguruko arrokekin ........................................ 26

Metamorfismo – egitura erlazioak .......................................................................... 29

Elkarte mineralogikoak eta gradiente metamorfikoa ............................................. 29

Metamorfismoaren testuinguru tektonikoa ........................................................... 31

Pirinioetako variskarreko eta Variskar berantiarreko plutonismoa ........................... 31

Mendikate Piriniarraren hedapen post-Variskarra ........................................................ 33

Pirinioetako Estefaniarra eta Permiarra ..................................................................... 33

Permiarreko magmatismoa ........................................................................................ 34

Bilbiografia: ..................................................................................................................... 36


[3]

Laburpena Orogenia Variskarra Europako leku askotatik hedatzen diren materialak sortu zituen. Arrazoi honengatik oso garrantzitsua da Orogenia honen sorrera eta bilakaera ulertzea, material honen historia osoa ezagutzeko. Goi Ordoviziar aurretiko materialek eta ondorengoek ezberdintasun nabariak erakusten dituzte: lehenengoek magmatismo oso urria erakusten duten bitartean, bigarrenek magmatismo oso aktiboko garaiak dituzte, orogeniaren sorrerarekin estuki lotuta daudenak, eta azken estaietan rift bate-tan azaltzen diren konposizioko magmekin afinitatea erakusten dutenak. Metamorfis-moa ere inportantea izan zen Pirinioetako orogenia variskarran: tenperatura altuko eta presio baxuko metamorfismotik (Barrow motakoa) anfibolita eta granulitaren faziee-tara bitarteko arrokak agertzen dira, bakoitzak orogeniaren garai ezberdin batekin er-lazionatuta.

Abstract The Variscan materials appear along almost all Europe. For this reason, it’s really important to study and understand the formation end evolution of these materi-als, to know all the history of these rocks. The materials previous to the Late-Ordovician and the later ones show meaningful differences between them. The first ones hardly have magmatism, while the second ones have epochs of really active magmatism, which have direct relation with the formation of the orogen. In the late stages of the magmatism the composition changes to the ones typically present in rift-ing stages. The metamorphism is also very important en the Variscan Orogeny of the Pyrinees. It varies from low pressure and high temperature metamorphism (Barrow type) to the anphibolite and granulite facies, being each one related to a different stage of the orogenic phases.


[4]

1 Irudia. Orogenia Hertziniarraren edo Variskarraren hedapena europan zehar.

Sarrera Orogenia Variskarra edo Hertziniarra Europa osoan zehar nabaritzen diren ma-terialen sorrera eragin zuen (1. Irudia). Pirinioetan material hauen azaleramendu ugari daude, gaur eguneko mendikatearen bilakaeran eta ezaugarrietan eragina izan zute-nak. Europako erdialdeko material variskarrak eta Iberiar Penintsulakoak ezberdinta-sun nabariak dituzte, eta Pirinioak bien arteko mugan egonda, oso garrantzitsuak dira bi plakek Hertziniarrean izandako bilakaera eta elkarren arteko erlazioa ulertzeko.


[5]

2 Irudia. Pirinioetako Mendilerroaren kokapen geografikoa.

Kokapen geografikoa Piriniar Mendikatea, termino geologiko modura, Espainiaren iparraldeko men-

dien lerrokatze osoa barneratzen du, Creus-eko lurmuturretik, Katalunian, Galiziara arte. Baina geografikoki, Pirinioak Iberiar Penintsula eta Europako kontinentearen ar-tean kokatutako mendilerroa da (2. Irudia). 415 kilometrotan zehar hedatzen da men-debaldeko Bizkaiko golkotik (Ozeano Atlantikoan) sortaldeko Creus-eko lurmuturrera (Mediterranear itsasoan) eta erdialdean 150 km-ko zabalera du. Mendebaldeko mutu-rrean Euskadi kokatua dago. Iparraldeko isurialdean, Akitania, Languedoc-Rousillon eta Erdialdeko Pirinioak eskualdeetan zehar hedatzen da. Hegoaldean, ordea, Euskadi, Nafarroa, Aragoi eta Katalunia zeharkatzen ditu. Andorrako estatu txikia Pirinioetan kokatua dago, Kataluniaren ipar-mendebaldean parean.

Aneto mendia, Pirinioetako gailur nagusia da 3.404 metrotako garaierarekin. Halaber, Espainiako hirugarren tontorrik altuena da, Teide eta Mulhacen ondoren. Pi-rinioetako ibairik nagusienak Adur, Garona, Nivelle, Tec, Têt, Aglí eta Aude dira Fran-tziako aldean, eta Bidasoa, Aragón, Gállego, Cinca, Ésera, Segre, Ter, Llobregat, Muga eta Fluvia Espainiako aldean.


[6]

Kokapen geologikoa Pirinioen denboran zeharreko bilakaera geologikoa, Paleozoikoaren amaieratik gaur egun arte, Plaka Iberikoaren iparraldeko ertzean gertatutako aldaketa sedimenta-rio, tektoniko, paleogeografiko eta paleoklimatikoen isla eta emaitza da. Aldaketa hauek batez ere mugimendu latitudinalen eta Europako Plakaren arteko elkarrekintza-ren ondorioz eman ziren (Barnolas eta Pujalte, 2004).

Laburbilduz, Mesozoikoan zehar Pirinioetako zonaldea aldizkako baldintza es-tentsiboak jasan zituen, lurrazalaren luzatze eta mehetzea, bulkanismoa, subsidentzia handiko arro sedimentarioen sorrera eta Iberia eta Europako plaken arteko aldentzea eraginaraziz. Ondoren, Kretazikoaren amaieratik Miozenora arte, bi plaken arteko kon-bergentzia eta talkak arro sedimentario Mesozoikoen inbertsio positiboa eta deforma-zioa eragin zuen, Orogenia Alpinoa edo Piriniotarra izeneko prozesuan. Orogenia hone-tan, azpiko basamentu Variskarra berriro deformatua izan zen.

Lan honetan, Piriniar Mendikatea bi azpizonatan bananduko da: alde batetik Pirinioak eta bestetik Kantauriar Mendikatea, eta Pirinioetako material Variskarretan oinarrituko da.

Pirinioak azpizona ezberdinetan banatzen dira: Ipar Piriniotako eremua, eremu Axiala eta Hego Pirinioetako eremua (3. Irudia). Hego Pirinioen ekialdeko muga ez du arazorik aurkezten, Mediterraneoa muga garbia delako, baina Ipar Pirinioen ekialdeko muga Corbiéres-eko ezkatak osatzen duta, Languedoc-eko xafla zamalkatzaileetan ja-rraitasuna dutenak, baina Pirinioen barnean sartzen direnak. Mendebaldeko muga Mesozoikoko Eusko-Kantauriar Arroa eta Jaca-ko Arro tertziarioa banatzen dituzten egitura tektonikoan lerrokaduran kokatzen da, Euskal Mazizo Paleozoikoak (Pirinioen basamentutzat hartzen direlako) eta Eusko-Kantauriar Arroko karbonatozko platafor-mak izan ezik, Pirinioekin duten erlazio estua dela eta.

Pirinioak bergentzia bikoitzeko mendikatea osatzen dute, eta betidanik gerta-era honi jarraituz banandu egin dira. ECORS-Pirineoak sakoneko profil sismikoa lortu arte (ECORS Pyrenees Team, 1988; Choukroune eta ECORS Pyrenees Team, 1989) Ipar Piriniotako failari garrantzi handia ematen zitzaion orogenoaren egituraketan, bi ber-gentzien arteko muga bezala, eta Erdialdeko Pirinioen zeharreko errefrakziozko zehar ebakia lortu ostean hau indartu egin zen, Moho-an 10 km inguruko jauzia ikusi zelako, Eremu Axialaren azpitik lurrazalaren loditzearekin batera, faila honekin bat egiten zu-ena. Geroago, subdukzio kontinentalaren (Muñoz, 1992) eta behe lurrazaleko mihizta-tze tektonikoaren garrantzia (Martínez-Torres et al., 1994; Teixell, 1998) berebizikoa zela egituraketa honetan ikusi egin zen.


[7]

3 Irudia: A) Pirinioen eskema estrukturala (Teixell, 1996-etik aldatuta). Egitura nagusien izendatzea: CFS: Hego Pirinioetako Zamalkadura Frontala, CFN: Ipar Pirinioetako Zamalkadura Frontala CPP: Petites Pyrénées-en Zamalkadura, Lk: Lakora-ko Zamalkadura, Lr: Larra-ko Zamalkadura, SE: Kanpo Mendilerroak, Ga: Gavarnie-ko Zamalkadura, ZN, Nogueretako Zona, Bo: Boixols-eko Zamalkadura, Mo: Montsec-eko Zamalkadura, SM: Baz-terreko Mendilerroak, Sg: Segreko Arrapala Zeiharren Eremua (ekialdeko Pirinioen eta erdialdeko Pirinioen arteko muga), Cg: Cinca-ko Arrapala Zeiharren Eremua (Erdialdeko Hego Pirinio Unitatearen mendebaldeko muga), Pe: Pedraforca-ko Mantua, CV: Vallfogona-ko Zamalkadura. B) Ekialdeko Pirinioen eskema estrukturala (Casóliba eta Martínez, 2002-etik aldatuta). C) Erdialdeko eta mendebaldeko Hego Pirinioen eskema estruktu-rala (Teixell, 1992-etik aldatuta).


[8]

Ipar Pirinioetako Eremua Ipar Pirinioetako Eremua material Variskarren azalaremenduak ditu, bloke de-serrotuei dagozkionak (Souquet eta Peybernès, 1987; Baby et al., 1988), Ipar Pirinio-tako Mendigune deiturikoak (Agly, Bessède, Saint Barthelémy, Arize, Trois Seigneurs, Castillon, Milhas, Baousse). Hauei Cinco Villas eta Ursuya euskal mendigune paleozoi-koak eta Mesozoikoko tolestutako azaleramenduak, Goi Kretazikoko fazie turbiditikoak barne, gehitu behar zaizkie. Eremu honen iparraldeko muga Pirinioetako Zamalkadura Frontala da. Ipar Pirinioen erdialdean, aipatutako zamalkadura honen eta Aquitaniako Arroan dauden azaleramendu molasiko ez tolestuen artean Mesozoikoko eta Paleoge-noko materialak azaleratzen dira xafla zamalkatzaileetan eta iparralderako bergentzia-dun tolesetan, autore batzuen arabera Eremu Azpipirenaikoa osatzen dutenak (Sou-quet et al., 1977).

Ipar Pirinioetako Failaren Eremua Faila hau Frantziako isurialdetik doa, eta mendebaldeko aldean espainian bar-neratzen da, Euskal Mendiguneatik Bilboko sinklinoriorantz. Eremu Axiala Ipar Pirinioe-tatik banatzen du, eta ezaugarri garrantzitsuenak metamorfismo termiko inportantea Albiar aurreko materialetan, mantuko jatorria duten arroken azalaremenduak (lherzoli-tak) eta Kretazeoko magmatismoa dira (Vielzeuf eta Kornprobst, 1984; Goldberg et al., 1986). Eremu Axiala eta Euskal Mendigunearen artean Ipar Pirinioetako Faila gaizki definituta dago, eta iparralderako bergentzia duten egiturak eta hegoalderako bergen-tzia dutenen arteko trantsizioa mailakatua da (Teixell, 1992).

Eremu Axiala eta Euskal Mendigunea Eremu hau Ipar Pirinioetako Failaren eremuaren hegoaldean kokatutako mate-rial Variskarren azaleramendua da, non Pirinioen mendi tontorrik altuenetarikoak ko-katzen diren. Hegoalderako bergentzia duen basamentuaren altxatzea da, Eremu Axia-leko basamentua eta honen estalki Mesozoikoa barneratzen duena (Lakora o Eaux Chaudes, Gavarnie, Rialp, Orri, Freser…).


[9]

Hego Pirinioetako Eremua Eremu honetan hegoalderako bergentzia erakusten duten material post-Variskarrak sartzen dira, Eremu Axialaren estalkia osatzen dutenak eta Ipar Pirinioe-tako Faila eta Hego Pirinioetako Zamalkadura Frontearen artean kokatzen direnak. Basamentu Variskarraren zatiak aurkitzen dira xafla batzuetan, bai azaleramenduetan (Quinto Real-eko Euskal Mendiguneak eta Orotz-Betelu Mendigunea, Nogueretako Eremua, Ampurdá-ko ezkata paleozoikoak) baita lurrazpian (Cámara eta Klimowitz, 1985). Eremu honetan 3 azpieremu ezberdin aurkitzen dira, Segre, Cinca eta Pamplo-nako egituren lerrokatzeen bitartez mugaturik daudenak.

Ekialdeko Hego Pirinioetako Eremua Mediterraneoan eta Segreko lerrokatze estrukturalaren artean (3.A Irudian, Sg) kokatzen da. Segretik ekialdera eremu hau na-barmenki estutzen da. Bertan goiko eta beheko zamalkadurak ezberdintzen dira; goiko zamalkaduretan Mesozoikoan metatutako sekuentzia lodiak eta Tertziarioko materia-lak daude (Muñoz et al., 1986), Pedraforca, Bac Grillera – Biure eta Figueres – Montgrí unitateetan, eta beheko zamalkaduretan basamentu variskarra agertzen da, Garum eta Paleogenoko estalkiarekin (Cadí-ko Unitatea).

Erdialdeko Hego Pirinioetako Eremua Segre-ko egitura eta Cinca-ko haranaren artean dauden azaleramendu mesozoiko eta zenozoikoak osatzen ditu. Boixols – Turbón-eko Unitatea, Montsec-eko zamalkadura eta Bazterreko Mendilerroak dira Eremu honetako unitateak.

Azkenik, Mendebaldeko Hego Pirinioetako Eremua gutxi gorabehera Jaca - Pamplonako Arroarekin bat egiten du. Ekialdeko muga Erdialdeko Hego Pirinioetako Unitateak markatzen du, eta mendebaldekoa Eusko-Kantauriar Arroaren ekialdean dago, Iruñeako Failan hain zuzen ere (Brinkmann eta Logters, 1968; Larrasoaña et al., 2003).

Iparraldetik hegoalderantz, eremu ezberdinak bereizten dira (2.C Irudia): Bar-neko Mendilerroak; flysch-eko eremua, antiforme itxurako egiturekin, non zokaloa (Orotz-Betelu Mendigunea) edo Mesozoikoa eta Paleogenoa (Illón eta Leireko Mendi-lerroa, Biniés-eko Arroila eta Fago-ko Arroila) azaleratzen diren; Eoceno Erdiko sako-nune tupatsuak Berdún-en edo Vall Ancha-n eta Iruñeako sakonunea; Goi Eozenoko eta Oligozenoko sedimentu kontinentalak dituen Guargako sinklinorioa; eta Kanpoal-deko Mendilerroak.


[10]

Ziklo Variskarra: Aldiak eta Materialak

Pirinioetako Ziklo Variskarra: Sarrera Pirinioetan azaleratzen diren material Variskarrak Orogeno Hertzinikoaren segmentu bat dira, berregituratze alpinoa gertatu arren ezaugarri sedimentario eta estruktural gehienak gordetzen dituztenak. Material hauek Goi Proterozoikotik Karbo-nifero sinorogenikorainoko sedimentuak, Ordoviziarreko ortogneisak eta granitoide Variskarrak dira. Azaleramendu hauek hiru eremu ezberdinetan agertzen dira (Ipar Pirinioetako Eremua, Euskal Mendigunea eta eremu Axiala), Ipar Pirinioetako Failaren eta ziklo alpinoko materialen bitartez banandutakoak, azken hauek ezaugarri estrati-grafiko zein estruktural ezberdinduak erakusten dituztelarik (4. Irudia).

Material Variskarrak ekialde-mendebalde norabideko domo luzangetan egitura-tzen dira. Domo hauek presio baxuko eta tenperatura altuko metamorfismoa jasan zuten, anatexiara helduz, eta aurretik emandako beste metamorfismo bati gainjartzen zaio, presio altuagokoa zena, fazie granulitikoetan agertzen den distena erreliktuak adierazten duen moduan. Domo hauek sinklinorio estuen bitartez bananduta daude, Siluriar eta Devoniarreko sedimentuz betetakoak eta metamorfismo eza edo gradu baxukoa erakusten dutenak. Material zaharrenak eta gradu metamorfiko altuenekoak Eremu Axialeko ekialdean eta Ipar Pirinioetako Mendiguneetan azaleratzen diren bitar-tean, Siluriar, Devoniar eta Karboniferoko materialak Eremu Axialaren mendebaldean eta Euskal Mendigunean nagusitzen dira (4. Irudia).

Pirinioetako material Variskarrak afinitate garrantzitsua erakusten dute Cer-deña, Montaigne Noire eta Alpe Karnikoekin, eta ezberdintasun nabariak Iberiar Men-digunearekin konparatuz. Honek Piriniotako material Variskarrak Europako Orogeno Variskarraren hegoaldeko ertzaren zati bat direla adierazten du (adibidez; Matte, 1986).


[11]

4 Irudia: Pirinioetako material variskarren eskema geologikoa (Autran eta García-Sansegundo, 1996; eta Ga-baldón (koordinatzailea), 1996-tik aldatuta). Devoniarreko fazieen informazioa J. Sanz-López-ek eskaini du. Orogeno variskarraren kokapenaren eskema estrukturala Franke (1998)-tik aldatuta izan da.


[12]

5 Irudia: Pirionioetako Eremu Axialaren Caradoc Aurreko materialen estratigrafía eta korrelazioa.

Goi Ordoviziarraren aurretiko arrokak

Eremu Axialeko Caradoc aurreko seriea Goi Ordoviziarraren oinean dauden konglomeratuak, Caradoc izenaz ezagutzen direnak, arroka zaharragoen gainean daude diskordanteki (“Sarda” diskordantzia). Arroka zaharrago hauek azoikoak dira, hareatsu eta pelitikoak, eta ekialdeko Pirinioe-tan Behe Paleozoiko bezala ezagutzen dira (Cavet, 1957), erdialdeko Pirinioetan La Seo Formazioa bezala (Zwart, 1979) eta orokorrean Kanbro-Ordoviziar izena hartzen dute (5. Irudia).

Bi talde nagusi bereizten dira: Canaveilles eta Jujols. Lehenengoa eskisto grau-bakatsuak dauzka, serie nagusiki hareatsu eta pelitiko batean, pikor finekoa eta grafi-totsua. Plagioklasa bolkanikoa nahiko ugaria da, konposizio erriodazitikotik andesiti-kora doazen arroketan, harearri plagioklasatsuetan eta graubaketan.

Jujols taldea, ordea, ez-graubakikoa da, eta Cerdanya-tik Creus-eko Lurmutu-rrera agertzen diren olistostromoekin hasten da. Gorago pelitak eta hareharriak daude, sarritan pikor tamaina handikoak, eta ondoren karbonatoak, lutitak eta hareharriak tartekatzen dira.

Eskualdearen arabera, sedimentazioan jarraitasuna dago (Conflent), parakon-formitatea (Alt-Ripollès) edo, behar bada, diskordantzia (Creus-eko Lurmuturra) bi tal-deen artean.

Eremu Axialaren ekialdean Caradoc Aurreko seriea osorik ager-tzen da, 4000 eta 6000 m. bitarteko lodierekin, kostaldera hurbiltzean Jujols Taldea falta den arren Sarda diskordantziaren eragina dela eta.

Serie honetan ez dira fosil datatzaile onak aurkitu, eta ondo-rioz fosil bidez eginiko datazioek zehaztasun gutxikoak dira. Hala ere, Terrades-eko arkeoziatidun kareha-rriek Behe Kanbrikoko adina adie-razten dute. Horregatik, adina ge-hiago zehazteko asmoz, Caneveilles Formazioko bulkanitak monozir-


[13]

6 Irudia: Terrades-eko Behe Kanbriarreko zutabe estratigrafikoak.

koien bidez datatu dira, eta 581 mu.-ko adina eman dute, Proterozoiko amaierako (Vendiarra), eta ez Kanbriarrekoa.

Goi Vendiarra eta Kanbrikoan zehar, domeinu Piriniarra sakonera txiki eta er-taineko plataforma oso subsidentea zen, non 5000 eta 10000 m arteko seriea metatu zen Kanbriarreko rifting prozesuaren eraginez.

Terrades-eko (Girona) Behe Kanbriarra Material hauek arbel serie bat osatzen dute, kuartzitekin eta bioeraikitako ka-reharriak arkeoziatidoekin, Behe Kanbriarreko adina dutenak (Abad, 1987, 1989; Pe-rejón et al., 1994, 1996).

Eskualdean hiru segida litologiko ezberdin aztertu dira: Vila de Subirats-en (Fi1) eta Terrades eta Boadella artean (Fi2 eta Fi3) kokaturikoak. Lehenengoak 60 m.-tako potentzia dauka, eta lutitetan tarte-katutako material karbonatatu lentikula-rrez osatuta dago. Kareharri asko bioklas-tikak dira, grisak zein gorriak, eta arkozia-tidoak eta kaltzimikrobioak agertzen dira. Kareharri nodulutsuak eta bretxoideak izatera hel daitezke pasagune batzuetan. Bigarrenak, ordea, garapen ezberdineko muinoak dauzka, material siliziklastikoei gainjarrita eta tartekatuta (6. Irudia).

Euskal Mendiguneko Behe Ordoviziarra Goi Ordiviziar aurreko azaleramendu garrantzitsuenak Cinco Villas/Ursuya-Baygoura eta Quinto Real-Aldudes mendiguneetan aurkitzen dira. Material zaharrenak Frantzian daude, eta ortogneis mafikoz eta biotitadun paragneisez osaturik daude, azken hauen protolitoak Kanbriaurreko pelitak eta arkosadun hareharriak izan zirelarik (Boissonnas et al., 1974).

Nahiz eta eremu honetako segida ez den ondo ezagutzen, ezberdintasun naba-riak erakusten ditu Pirinioetako beste materialekin konparatuz. Lehenengo ezberdinta-suna sakonera gutxiko uretan eratutako unitate kuartzitikoen presentzia da, eta biga-rrena arbelen segidan ez dela Goi Ordoviziarra baino lehenagoko diskordantzia.


[14]

7 Irudia: Pirinioetako Variskar aurretiko metabasiten proiekzioa Pearce eta Cann (1973)-en diagraman. B: MORB basaltoak; C: basalto kalkoalkalinoak; D: plaka barneko basaltoak. Borobilak: metabasitak; Erronboak: seriearen beheko parteko metatobak (Canavelles); Hirukiak: seriearen erdiko parteko metatobak (Cabril).

Caradoc aurretiko magmatismoa Pirinioetako mendigune gehientsuenetan (Aston, Hospitalet, Canigó eta Roc de Frausa), gertaera magmatiko zaharrena Behe Ordoviziarrari dagokio eta Kanbriarreko serie metasedimentarioetan intruitutako ortogneis metagranitiko peraluminosoz osa-tuta daude (Cavet, 1957, Laumonier eta guitard, 1986, Laumonier, 1988, Carreras eta Losantos, 1982).

Magmatismo hauetan burututako neurketa erradiometrikoek Behe-Ordovizikoan (475-470 mu) datatu dute mazizo hauen lekutzea, eta 580 mu-tan basa-mentuaren adina (Vitrac-Michard eta Allegre, 1975). Datazioak egiteko Rb-Sr eta U-Pb sistemak izan dira erabilienak.

Seriean metabasitak ere ugariak dira eta sarritan sill-etan eta domo azpibolka-nikoetan agertzen dira. Seriearen beheko eta erdiko partean azaltzen dira, marmolekin batera. Metabasita hauek Pearce eta Cann (1973)-en diagrama batean proiektatu on-doren kontinentearen irekitzea gertatzen ari zela adierazten dute (7. Irudia).


[15]

8 Irudia: Erdialdeko Pirinioetako Ordoviziarreko zutabe estratigrafikoen korrelazioa.

Goi Ordoviziarra

Eremu Axialeko Goi Ordoviziarra Eremu Axialeko Gio Ordoviziarreko seriea Mediterraneoko arrokekin erakusten du afinitatea (Spjeldnaes, 1961; Robardet et al., 1990; Hammann, 1992), antzekotasun nabariak izanik Kataluniako Kostaldeko Mendilerroarekin, Montaña Negra-rekin, Cer-deñarekin eta Alpe Karnikoekin; eta ezberdintasun garrantzitsuak Mazizo Iberiar eta Armorikarrarekin. Orokorrean segida siliziklastikoa da, pikor fintzea erakusten du go-rantz eta unitate karbonatatu bat dauka tartekaturik.

Potentzia oso aldakorra dauka, 1000 m. ingurukoa ekialdeko Pirinioetan eta 100 m. baino gutxiago Erdialdeko Pirinioetako iparraldeko azaleramenduetan (8. Irudia).


[16]

9 Irudia: Goi Ordoviziarreko sekuentziaren eskema, formazio ezberdi-nekin (Gil Peña et al., 2001).

Pirinioetako Goi Ordoviziarrean agertzen diren materialak hurrengoko formazi-oetan sailkatzen dira (9. Irudia):

Lehenengoa Rabassa Formazioa da, konglomeratu heterolitiko eta heterome-trikoak dituena, eta arroka zaharragoen gainean diskordanteki dagoena. Klastoetan kuartzoa, kuartzita, arbela eta beste arroka metamorfikoak azaltzen dira, eta arrotik kanpoko arrokak agertzen dira. Beheko aldean itxura masiboa du, eta gorago pikorra-ren fintzea ikusten da, sekuentzia erosiboekin. Ez ditu fosilik eta metakin kontinental flubial modura interpretatu izan dira (Hartevelt, 1970).

Ondoren Cava Formazioa dago, graubakaz, limolitaz , arbelez eta noizbehinka konglomeratuz eratuta dagoena. Klastoak Rabassa-ko konglomeratutik heredatutakoak dira askotan, eta ziklo transgresibo-erregresibo bati dagokion sekuentziak aurkitu dira, lehenik pikor txikiagotze sekuentzia batekin eta ondoren pikor larriagotze sekuentzia-rekin. Brakiopodoak agertzen dira, eta kontinentetik sakonera txikiko fazie itsastarre-rako trantsizioa ikusten da. Seriearen goiko aldea deltaiko gisara interpretatzen da (Hartevelt, 1970).

Estana Formazioa kareharriak, tupak eta nodulu karbonatuak dituzten arbelak daude. Packestone eta wackeston bioklastikoak daude, eta sakonera txikitze sekuen-tziak ikusten dira. Pelmatozooak, briozooak, brakiopodoak eta konodontoak agertzen dira. Gondwanaren iparraldeko ertzean metatutako segida karbonatatua bezala inter-pretatzen da (Hartevelt, 1970).

Arroka gazteagoetara joanda, Ansovell Formazioa agertzen da. Lutita beltz ho-mogeneoz eta noizbehin-kako hareharri finen pasa-gunez osatuta dago nagusiki, azken hauetan Boumaren segida ikusi daitekeelarik sarritan. Maila batzuetan slump-ak ere agertzen dira, eta fosilei dagokionez oso eskasak dira. Plataformaren hondoratzea bezala inter-pretatu da, kaskete himan-tiarraren sorrerari isostasiak emandako erantzun gisa (Hartevelt, 1970).


[17]

Berasti-ko Konglomeratua zementu karbonatatua duten hareharriz eta orto-konglomeratuz eratuta dago. Beheko formazioetan eragindako higadurazko ubideak betetzen azaltzen dira, eta aurreko formazioetan agertutako klasto berak dauzka. Go-ranzko fintze eta mehetze sekuentzia erakusten du, eta agertzen diren aztarna fosil guztiak Estana Formaziotik birsedimentatutakoak dira. Himantiarreko kasketearen ur-tzearen ondoriozko errebote efektuak eragindako igotze isostatikoan gertatutako hi-gadurarekin erlazionatutako metakin flubialak eta alubialak direla uste da (Gil Peña et al., 2000).

Azkenik, Cuarcita de Bar Formazioa dago, arbeleko klastoz eta mikrokonglome-ratuzko pasaguneak dituen kurtzitaz osatutakoa. Aurreko unitateen gainetik higadu-razko kontaktua erakusten du, aurreko formazio hauen klastoak bereganatzen dituela-rik. Pikor txikiagotze sekuentziak eta geruzapen gurutzatuak erakusten ditu. Estana eta Cava formazioetatik birsedimentatutako brakiopodoak dira agertzen diren fosil baka-rrak. Itsasoko unitate transgresibo modura interpretatu da, aurreko materialak birlan-tzen dituena, eta Ordoviziar-Siluriar trantsizioan sortutako seriea dela ondorioztatu da (Hartevelt, 1970).

Eremu Axialeko Goi Ordoviziarreko magmatismoa Pirinioetako Eremu Axialean eta Kataluniaren Kostaldeko Mendilerroetan pale-ontologikoki datatutako materialik zaharrenak Goi Ordoviziarrekoak dira (Caradoc-Ashgill). Garai honetako materialetan eta Goi Ordoviziarrean dagoen diskordantzia markatzen duen konglomeratutik gora, Pirinioen sektore askotan modu jarraituan aza-leratzen dira arroka bolkanikoak (mendebaldeko Pirinioetran: Domo de Pierrefite; eta ekialdeko Pirinioetan: Aspres, Ribes de Freser-Rocabruna eta roc de Frausa) (Navidad eta Barnolas, 1991).

Goi Ordoviziarraren hasieran, magmatismo gehienak izaera azidoa du eta afini-tate kalkoalkalinoa, eta konposizionalki aurreko zikloarekin jarraitasunean dago (Duran et al., 1984). Azaleramendu basikoak soilik Ribes de Freser eta Piedrefite-ko mazizoe-tan agertzen dira. Basalto eta andesita basaltiko alkalinoz eratuta daude; Pierrefiteko mendigunean kolada masiboak eratzen dituzte, eta espilitizazio prozesua jasan dute. Klinopiroxeno sodikoaren agerpenak eta honen geokimikak basalto alkalino anoroge-niko gisa interpretatzera lagundu du (Calvet et al., 1988).

Ordoviziarraren amaierarekin batera, aktibitate magmatiko azidoa ere bukatzen da, baina manifestazio basikoak Siluriarraren hasierara arte luzatzen dira. Dike moduan azaleratzen diren kontinente barneko basalto alkalinoak dira (Gil Ibarguchi eta Julivert, 1987; Gil Ibarguchi et al., 1990).


[18]

Pirinioak: Siluriar, Devoniar eta Karbonifero pre- eta sin- Variskarra Pirinioetako Erdi eta Goi Paleozoikoko sedimentazioa aldaketa lateral nabar-menak erakusten ditu ezaugarri eta eboluzioari dagokionez, eta honek deskribapen laburra egitea eragozten du.

Llandoveriarraren hasieran Comte eta ekialdeko Sierra Negra-ko domeinuetan kuartzitak eta hareharriak metatu ziren (Sanz López eta Sarmiento, 1985), non hegoal-detiko ekarpen sedimentarioak ikusi ziren (Schmidt, 1931). Pirinioetako sedimentazioa Siluriarrean graptolitedun arbel beltz euxinikoak oso ugariak dira, eta Schimdt-ek (1931) “Azpiko Graptolitedun Arbelak” deitu zituen. Baita ere moluskoen pilaketa na-bariak dituzten karbonatoak metatu ziren subsidentzia moteleko inguru batean, heda-pen geografiko handia dituztenak. Aragoiko Pirinioetan Goiko Graptolitedun Arbelak aurkitzen dira, non Siluriar-Devoniar trantsizioa aurkitzen den (10. Irudia).

Erdi Lochkoviarrean sedimentazio hemipelagikoa gertatu zen ekialdeko eta er-dialdeko Pirinioetan, eta arroaren oxigenatze progresiboarekin bat egiten du. Karbo-nato eta tupa hauetan izaki pelagikoak bereizten dira; eta pixkanaka, Pragiarrean zeha-rreko subsidentzia tasaren handitzea erakusten duten ekarpen terrigeno gehiago ikus-ten dira.

Emsiarraren oinean sistema siliziklastikoen erretrogradazia ikusten da Pirinioen eremu askotan, unitate karbonatatuak ugaritzen direlarik. Hainbat lekuetan azalera-tzen diren “Brakiopododun Arbelak” gertakari honekin dute erlazioa (10. Irudia). Sedi-mentazio pelitikoa nagusituz joan zen Pirinioetako leku gehienetan, ekialdean izan ezik, non kareharri nodulutsuak ugariagoak diren.

Erdi Devoniarrean Brakiopododun Arbelak desagertzen dira graubaka karbona-tatu eta kuartzitadun eta dolomitadun konplexuak nagusituz (Urepel Formazioa), lo-kalki krinoideodun eta koraldun kareharriak agertzen direlarik. Gorago, arrefifeko ezaugarriak nagusituz doaz, Urkiagako Formazioan, non brakiopodoak agertzen diren Emsiar-Eifeliar trantsizioan (10. Irudia).

Erdi eta Goi Devoniarraren mugan karbonatoak ziren nagusi, koralen presentzia ugariarekin. Garai honetan sedimentazio tasa altuak zeuden Alduides-Mendibeltz eta Erdiko Domeinuetan (Boer et al., 1974; eta Kleinsmiede, 1960).

Frasmeniar/Fameniar mugan kareharri nodulutsu kondentsatuak aurkitu dira hainbat formazioetan (Sanz López, 2002b). Kareharri hauek desagertuz joan ziren eta arbelak eta oxigeno gutxiko baldintzetan metatutako kareharriak nagusituz joan ziren.


[19]

10 Irudia: Siluriarrerako, Devoniarrerako eta Karbonifero sin-Variskarrerako ezberdindutako Pirinioetako do-meinu ezberdinen unitate litoestratigrafikoen arteko korrelazioen eskema. Grisez sedimentazioan dauden hutsuneak. Lerro bertikalak karbonatoak; izurtutako lerroak eta erronboak kareharri nodulutsuak; puntuak hareharriak; puntuak dituzten bandak hareharri eta lutitak, eta azkenik, hirukiak chert-a. cCV: Cinco Villas Domeinua. dAM: Alduides-Mendibeltza Domeinua. dsnS: Sallent-eko Domeinua. dC: Erdiko Domeinua. dS: Iparraldeko Domeinua. rsn: Sierra Negra-ko eskualdea. dEC: Comte-ko Domeinua.


[20]

Erdi eta Goi Fameniarran Pirinio guztietan azaleratzen diren arrapala karbona-tatu bateko zafalopododun kareharri nodulutsuak metatu egin ziren. Behe Karbonife-roaren hasieran chert eta arbelezko pasaguneak aurkitzen dira nodulu fosfatikoekin (Saubette-ko Chert-ak).

Goi Vissearretik Goi Serpukhoviarrera (Behe Karboniferoa) konodontoak eta ammonoideoak agertzen dira arbeletan. Arbel hauek Orogenia Variskarrean sortzen hasia zen lurraldeaurreko arroaren subsidentziaren hasieraren markatzaile moduan interpretatu dira (Delvolvé et al., 1983).

Goi Karboniferoan olistolitoak eta klasto karbonatato birlanduak dituen Cul Fazieak agertzen dira, sakonera gutxiko plataformetan sortutakoak eta sakonera han-diagoetan sortutako flysch-en garai berekoak dira Orogenia Variskarraren altxatzeak turbidita ugari sortarezten zituen, fazie flyschoide hauek emanez. Honela hainbat for-mazio sortu ziren, hala nola l’Iraty Formazioa, Aspe-Brousset Formazioaren gainean kokatzen dena.


[21]

11 Irudia: Pallaresa-ko antiklinorioaren zonazio estrukturalaren interpretazioa (Capellá eta Carreras, 1996).

Pirinioetako egitura, metamorfismo eta plutonismo Variskarra

Pirinioetako egitura Variskarra Eremu Axialeko arroka paleozoikoak Piriniar Mendikatearen basamentua osa-tzen dute. Arroka hauetan zamalkadura alpinoak aurkitzen dira, gehien bat hegoalde-ranzko bergentziarekin, eta basamentuaren altxatzea eta egitura Variskarren errotazio aldakorra eragiten dutenak. Material hauetan eratutako toles eta foliazio alpinoak oso murriztuak dira, eta ondorioz Eremu Axialeko material paleozoikoetan ikus daitezkeen egitura gehientsuenak variskarrak dira.

Eremu Axiala 2 domeinu estruktural ezberdinetan banatu ohi da: azpiegitura eta gainegitura (Zwart, 1963b, 1979) (11. Irudia; Capellá eta Carreras, 1996). Azpiegitu-rak ekialde-mendebalde norabideko egitura azpihorizontalaren garapen ona erakusten du. Hauetako batzuk metamorfismo variska-rraren klimaxarekin bat egiten dute, leku batzu-etan gradu altuko bal-dintzetara helduz. Gai-negiturak, ordea, toles eta foliazio tektonikoak dauzka, orokorrean E-W norabidearekin eta az-pibertikal edo hegoalde-rantz oso bergentzia handia dutenak Eremu honetan metamorfis-moa gradu baxuko edo ertaineko baldintzetara heltzen da. Egitura variskarrek okerduran duten aldakortasun handia kulunkaketa alpi-noaren ondorio zuzena da. Pirinioetako Eremu Axialaren ekialdean azpiegiturako do-meinuak ugariagoak dira, behar bada orogenia alpinoaren higadura txikiagoa izan de-lako bertan.

Lurralde Espainiarrean egin daitekeen Pirinio Axialen zehar ebaki geologiko osoenetarikoa Vall d’Arán eta Alta Ribagorza artean kokatzen dena da, non domeinu azpiegituralak zein gainegituralak azaleratzen diren. Horregatik, Pirinioen paleozoi-koko egitura azaltzeko García-Sansegundoren (1992, 1996) zehar ebakia hartuko da erreferentzi moduan (12. Irudia).


[22]

12 Irudia: Pirinioetako eremu Axialaren zehar ebakia, Vall d’Aran-etik Alta Ribagorzara bitartekoa (García-Sansegundo, 1992, 1996). Kokapena 4. Irudian, X-X’.


[23]

12. irudiko zehar ebakian ikus daitekeenez, iparraldean Garona-ko Domoa aur-kitzen da, bere nukleoa Kanbriar-Ordoviziar adinetako arrokaz osatuta duena. Eremu honetan Goi Ordoviziarreko arrokak diskordanteki agertzen dira arroka zaharragoen gainean, eta egituren berregituraketa batek 20º inguruko diskordantzia erakusten du. Ordiviziar aurretiko egiturarik ez direnez ezagutzen, diskordantzia hori garai disten-tsibo batetako hegoalderanzko kulunkamendu baten eragin moduan interpretatu da (García-Sansegundo eta Alonso, 1989; García-Sansegundo et al., 2004).

Garona-ko Domo-ko arroka kanbriar-ordoviziarretan antzematen diren lehe-nengo deformazio Variskarrak hegoalderanzko bergentzia duten cleavage-ak (S1) dira. Ez dira egitura honekin lotutako tolesik aurkitu eremu honetan. Garona-ko Domoaren domeinu azpiegituralean S1 foliazioa deformatuta agertzen da deformazio fase nagu-siko egituren ondorioz, ekialde-mendebalde norabideko eta hegoalderako bergentzia duten toles oso itxi eta etzanez osatutakoak. Toles hauei krenulazio cleavage azpihori-zontala antzematen zaio (S2), Pirinioetako Eremu Axial gehienaren foliazio nagusia dena (Zwart, 1979). Foliazio hau metamorfismo variskarraren klimaxarekin bat egiten du, Garona-ko Domo-an ikusten denez, non kloritaren zonatik sillimanitaren zonara bitarteko zonazioa dagoen.

S2 foliazioa deformatzen duten egiturak daude, ekialde-mendebalde eta N120E norabidea dutenak eta S2-a birtolesten dutenak eta hedapen txikia dutenak. N120E norabidea dutenak zizaila zonekin erlazionatu dira, gradu metamorfiko ertain eta al-tuko materialetan eragin zuena (Carreras, 1975; Carreras eta Casas, 1989; Carreras et al., 1980; Liesa eta Carreras, 1989).

12. irudiko zehar ebakian ikusten diren beste egitura variskar guztiak gainegitu-ran kokatzen, Garona-ko Domoaren hegoaldean: Vall d’Aran-eko sinklinorioa, Erdiko antiklinala, Plan d’Estan-eko sinklinorioa eta Sierra Negra-ko antiklinorioa. Egitura guzti hauek edozein eskalatako toles itxiak dauzkate, ekialde-mendebalde norabidearekin eta zuzenak edo hegoalderako bergentzia gutxirekin. Toles hauek gainegituraren folia-zio nagusiarekin erlazionatutakoak dira, krenulazio cleavage-a dena eta S3 bezala eza-gutzen dena. Sarritan Ramsay-ren (1967) 3. motako interferentzi irudiak agertzen dira, Sierra Negra-ko antiklinorioan adibide argi bat dagoelarik (11. Irudia). Laburbilduz, gai-negituran ez dira Garona-ko Domoan ikusten ziren egitura primarioak aurkitzen, eta honetan aurkitzen diren toles primitiboak (P2) azpiegituraren foliazio nagusiarekin ko-rrelazionatu daitezke.

Gállego ibaiaren eskualdearen mendebaldean, Portalet eta Somport-eko men-dateen artean, iparralde-hegoalde norabidea duten eta mendebaldera bergenteak diren gainegiturako toles etzan kilometrikoak daude (Matte, 2002).


[24]

13 Irudia: A) Arres-en iparraldean egindako zehar ebakia, non Garonako Domo-tik (azpiegitura) Vall d’Aran-erako (gainegitura) ikusten den (García-Sansegundo, 1996). B) Pirinioetako Eremu Axialaren zehar ebaki geologikoa Pobla de Segur-en (Muñoz, 1992). Kokapena 4. Irudian, Y-Y’.

Garona-ko Domoaren eta Vall d’Aran-en artean azpiegitura eta gainegituraren arteko trantsizioa aurkitzen da (12. eta 13.A Irudia). Muga honetan, Siluriarreko anpeli-tekin bat egiten duena, hegoalderanzko zamalkadura txikiak ikusten dira, Garona-ko domoaren foliazio nagusia (S2) deformatzen dutenak (Matte, 1969; García-Sansegundo, 1990, 1992, 1996). Zamalkadura hauekin agertzen diren tolesak krenula-zio cleavage-a erakusten dute, gainegituraren folazio nagusiari (S3) dagozkionak hain zuzen ere.

Azpiegitura eta gainegituraren arteko muga graduala dela diote autore askok,, toles azpihorizontaletatik toles bertikaletara modu mailakatuak igarotzen baita (Zwart, 1979; Soula, 1982; Soula et al., 1986a, b; Pouget, 1991; besteak beste).

Hainbat lekuetan egitura alpinoa ere ikusten da, foliazio nagusi Variskarraren (S3) okerdura aldatu zuena zamalkadurek eragindako kulunkaketaren ondorioz. Esate baterako, l’Orri-ko Domo-aren hegoaldean, alpinoa dena, Devoniar-Siluriarreko arro-kak agertzen dira, hegoaldeko alpean materialak iraulirik agertzen direlarik (13.B iru-dia).


[25]

14 Irudia: Pirinioetako egitura variskarren sorrera azaltzeko modelo tektoniko eskematikoa, García-Sansegundoren (1992, 1996) lanean oinarritutakoa.

Autore askok egitura Variskarrak eta hauekin erlazionaturiko metamorfismoa prozesu estentsional baten ondorio direla diote. Honela, Wichkham eta Oxburgh (1985, 1986) esfortzu estentsional hauek Hertziniarrean gertatutako rifting prozesu baten ondorio dela esaten dute. Beste batzuek, ordea, esfortzu hauek grabitatez gerta-tutako kolapso baten ondorio dela uste dute (Van den Eeckhout eta Zwart, 1998; Kri-egsman et al., 1989; Vissers, 1992; Aerden, 1994). Azken hauen ustetan, lehenengo gainegiturako egitura bertikalak sortu ziren, eta azpiegiturako egitura azpihorizontalak kolapso horren ondorioz sortutakoak dira.

Beste autore diotenez, bai azpiegiturako egitura etzanak zein gainegiturako egitura bertikalak batera sortzen dira, arroka migmatiko eta granitikoek eragindako diapirismoaren ondorioz (Soula, 1982; Soula et al., 1986a, b; Pouget, 1991). 12. Irudian ikusten den moduan, azpiegitura gai-negitura baino lehenago sortu zela na-hiko argi dago, eta ondorioz autore hauek plazaratutako modeloak berriro aztertzea komenigarria izango lirateke.

Edozein kasutan, Pirinioen Eremu Axialean sortutako egitura Va-riskarrak kolisio kontinental batek era-gindako konpresio esfortzuen ondorio izan zitekeen. 14. Irudian egitura Varis-karrak 3 deformazio fase ezberdinetan modelo tektoniko eskematiko baten bitartez irudikatzen dira. Lehenik eta behin, orogenoaren sakoneko aldean (azpiegitura) toles etzanak sortuko lira-teke, hegoalderanzko bergentzia dute-nak, cleavage primarioa erakusten du-tenak (S1) (14.b Irudia). Bigarren de-formazio estai batean, iparralderako bergentzia duten tolesak sortzen dira, azpiegituran oso itxiak direnak eta gai-negituran txikiagoak eta irekiagoak di-renak. Toles hauekin batera foliazio tektoniko bat agertzen da (S2), gainegi-turan cleavage primarioa dena azpiegi-turan foliazio garatuena den bitartean.


[26]

Azken domeinu honetan, S2 foliazioa krenulazio cleavagea da, metamorfismo variska-rraren klimaxarekin garaikidea (14.c eta d Irudiak). Deformazioaren hirugarren estaian gainegituran hegoalderanzko zamalkadurak eta lotutako tolesak sortzen dira. Toles hauen plano axialarekiko paralelo gainegituran nagusi izango den foliazioa (S3) sortzen da, ekialde-mendebalde norabideko krenulazio cleavage azpibertikala dena. Sakonago, zamalkadura guztiak detachment maila batean batzen dira, Siluriarreko anpeliten azpi-tik kokatzen dena. Hala ere, zamalkadura batzuk detachment maila honetatik kanpo geratzen dira, gerora azpiegituran toles berantiarrak sortuko dituztenak (14.f Irudia). Variskar berantiarreko granitoek egitura hauek mozten dituzte.

Pirinioetako Eremu Axialeko metamorfismo Variskarra Eremu Axialean tenperatura baxuko eta presio altuko metamorfismo variskarra

dago (Zwart, 1960, 1962, 1963; Miyashiro, 1961; De Sitter eta Zwart, 1962; Mey, 1967).

Ipar Pirinioetako Failak, Behe Kretazeoan Iberiaren mugimendu sinistroaren eraginez sortutakoa, eragindako desplazamentuaren ondorioz lhertzolitak eta basa-mentuaren arroka sakonenak azaleratzen dira, granuliten faziekoak. Eremu Axialean, ordea, anfiboliten eta granuliten fazieetako arrokak azaleratzen dira. Honela, orko-rrean Pirinioetan lurrazalaren zati nahiko osoa azaleratzen da, orogenia Variskarraren azkeneko estaietan sortutakoa. Lhertzolitak mantu litosferikoa adierazten dute, eta honen gainean aurkitzen diren granulitak behe litosferakoak dira. Hauen gainetik geroz eta metamorfismo gutxiago jasan duten arrokak daude, goi litosferaren adierazleak izango liratekeenak.

Metamorfismoa eta honen erlazioa inguruko arrokekin Pirinioetako serie sedimentario aurrevariskarra arroka pelitiko eta kuartziten arteko tartekatzeaz osatuta dago. Bere adina zehaztea ezinezkoa da, eta ondorioz Behe Siluriarraren (Caradoc) azpitik kokatzen da (hemendik gorako materialak paleon-tologikoki ondo datatuta baitaude), eta Kanbro-Ordoviziar izena hartzen du. Gorago, arbel Siluriarrak, Devoniarreko arroka karbonatatuak eta Karboniferoko material detri-tikoak aurkitzen dira. Material sakonenak metamorfizatuenak dira, nahiz eta Eremu Axialean metamorfismoa ez den estratigrafiarekiko paraleloa (4. eta 15. Irudiak).

Seriearen mailarik sakonenetan azaleratzen diren arrokak granuliten faziean aurkitzen dira, Ipar Pirinioetako Eremuan, eta autore batzuen hitzetan Kanbriaurreko basamentua osatzen dute (Fonteilles et al., 1964; Fonteilles eta Guitard, 1964; Zwart, 1979; Burg eta Leyreloup, 1976; Roux, 1977). Distenaren noizbehinkako presentzia gneis granulitikoetan Variskarraren aurretiko metamorfismo baten erreliktu moduan interpretatu daiteke. Gaur egun ez da baztertzen basamentu aurrevariskar bat egotea.


[27]

15 Irudia: Pirinioetako metamorfismo Variskarraren (M. Liesa) eta Variskarreko eta Variskar berantiarreko plutonismoaren (E. Arranz eta M. Lago) mapa geologiko eskematikoa. Inguru geologikoak García-Sansegundo-ren (1992) lanean oinarritutakoak.


[28]

Pirinioetan lurrazaleko maila ezberdinetako intrusio igneo Variskarren bolumen handiak azaleratzen dira, metamorfismoarekin erlazio ezberdinak gordetzen dituzte-nak. Intruitzen diren eremuaren arabera, hiru talde nagusietan sailkatzen dira (Autran et al., 1970): azpiko mazizoetako intrusioak, tarteko mazizoetako intrusioak eta goiko mazizoetako intrusioak.

Azpiko Mazizoetako Intrusioak Seriearen maila sakonenetan intruitutako edo failaz mugatutako arroka gorputz igneo txikiak dira. Intrusio igneo anhidroak dira, inguruko arroka metamorfikoekin ore-kan daudenak eta granuliten faziekoak direnak. Txarnokitazko intrusioak dira ugarie-nak, eta gneisen foliazioarekiko paraleloa den foliazio magmatikoa erakusten dutenez intrusio sintektoniko gisara interpetatu dira (Fonteilles, 1970).

Tarteko Mazizoetako Intrusioak Anfibolita fazieen goiko aldean intruituta daude, eskualdeko anatexia zonaren barnean edo gertu, eta gehienak leukogranito peraluminikoak eta pegmatitak dira (Bossots-eko pegmatitak, Zwart, 1962; Cánigo-ko granito sakona, Guitard, 1970; Trois Seigneurs-eko granitoa, Wickham, 1987; Cap de Creus-eko pegmatitak, Carreras, 1975). Ez dute arroka ostalarietan kontaktuzko metamorfismorik sortzen, inguruko arrokekin orekan daudelako. Intrusioek batzuetan foliazioa aurkezten dute, inguruko arrokarenarekiko paraleloa dena. Kontaktuak zuzenak dira, eta kontaktuetatik gertu ostalariak arroka igneoen enklabeak dauzka. Ezaugarri guzti hauek intrusio hauek de-formazio Variskarraren fase nagusiarekiko garaikideak direla erakusten du. Modu be-rean, granitoide eta pegmatiten konposizioa eta ostalariarekin duen erlazio espaziala inguruko gneis eta eskistoeetatik eratorriz jatorri anatektikoa duten magmak zirela aditzera ematen du (Wickham, 1987; Autran, 1996).

Goiko Mazizoetako Intrusioak Ehunka km2-ko azalera duten itxura laminar, lakolitiko edo domikoa duten in-trusioak dira (Clin, 1964; Autran et al., 1970; Debon, 1975; Wickham, 1984; Liesa eta Carreras, 1989), egitura Variskar nagusien norabidean lerrokaturik. Orokorrean, gaina gradu metamorfiko baxuko arroketan lekututa dago, eta oina gradu ertain edo altuko arroketan. Arrazoi honengatik kontaktuzko aureola garbia dago goiko aldean eta sako-neran lausotu egiten da. Goiko partea intrusioaren eta arroka ostalariaren arteko kon-taktua oso garbia den bitartean (Zwart, 1979; Enrique, 1984; Guitard et al., 1984; Casas et al., 1989; Castro et al., 2002), beheko aldean lausoagoak dira (Liesa eta Carreras, 1989). Autore askoren ustetan, intrusio hauek deformazio eta metamorfismo variksa-rraren fase nagusien ostean gertatu zela uste dute (Autran et al., 1970; Debon, 1975; Zwart, 1979; Guitard et al., 1984; Enrique, 1984; Wickham, 1987; Kriegsman, et al.,


[29]

1989; Casas et al., 1989; Liesa eta Carreras, 1989; Debon et al., 1996; Reche et al., 1996; García-Sansegundo eta Poblet, 1997). Argudio nagusiak hurrengokoak dira: a) granitoideek foliazio Variskar nagusia mozten dute; b) arroka ostalariaren enklabeek foliazio Variskar nagusiarekin korrelazionatu daiteke; c) granitoideen ehundura oroko-rrean isotropikoa da; eta d) granitorideek hamar eta ehunka metro arteko kontaktuzko aureola sortu zuten.

Metamorfismo – egitura erlazioak Pirinioetako egitura variskar nagusiena estratifikazioak dituen tolesen plano axialekiko paraleloa den foliazio sarkorra da. Foliazio hau maila estruktural guztietan agertzen da, eta, orokorrean, ekialde-mendebaldeko norabidean orientatzen da. Folia-zio honek antiformeak definitzen ditu, Pirinioen elongazioarekiko azpiparaleloak dire-nak eta sinforme estuen bidez bananduta daudenak, ardatza ekialde-mendebalde no-rabidean izanda. Antiformeak Kanbriar-Ordoviziar garaiko materialez eratuta dauden bitartean sinformeak Siluriar-Devoniar garaiko arrokak ditu. Antiformeetako guneetan agertzen diren arrokak metamorfissmo gradu altua edo ertaina izaten dute, granitoide peraluminikoak ere agertzen direlarik noizbehinka. Sinformeetako arrokak metamor-fismo eza edo , izatekotan, gradu baxukoa erakusten dute.

Egitura Variskarra konplexua eta polifasikoa da, eta horregatik oso aldakorra da eskualde batetik bestera. Maila estrukturalei dagokionez, maila sakonenetan foliazioa gradu gutxi batzuk hondoratzen da; ordea, azaleko maila estrukturaletan foliazioak oso okerdura handia erakusten du. Sakonera handietan isogradak foliazioarekiko paralelo agertzen diren bitartean, azaleko materialetan gainazal biak angelu handiarekin moz-ten dira.

Elkarte mineralogikoak eta gradiente metamorfikoa Mazizo metamorfikoek zonazio metamorfiko oso garatua erakusten dute, zei-netan gradu metamorfiko txikieneko eremuek gradu altukoenak inguratzen dituzten. Egitura antiformeetan zonazioa zentrokidea da, gradu altueneko zonak antiformearen gunean kokatzen direlarik. Zonazioa arroka metapelitikoetan aztertu da, seriean oso ugariak baitira, eta hurrengoko zonak antzeman dira: Klorita-moskovita, biotita, anda-luzita-kordierita, sillimanita-moskovita eta sillimanita-kordiertita-feldespato potasikoa. Gainera, Ipar Pirinioetako mendigune batzuetan arroka basikoetan zonazioa ere ezarri da, aurrekoarekin jarraitasunean dagoena: Kummingtonitaren zona, hornbleenda-hiperstenaren zona (sillimanita-feldespato potasikoaren zonaren baliokidea dena) eta hiperstenaren zona (Fonteilles, 1970).


[30]

16 Irudia: Pirinioetako metamorfismo Variskarraren Metamorfismo gradienteak eta ibilbide metamorfi-koak. Vielzeuf-tik (1996c) aldatuta.

Metamorfismoaren zona ezberdi-nek ezartzen dituzten elkarte mineralo-gikoek klimaxeko baldintzak bereizten dituzte, eta andaluzita eta sillimanitaren zonetan presio baxuko metamorfismoa-ren presentzia berresten dute. Hala ere, Pirinioetako mendigune gehienetan kli-maxaren aurrekoak diren presio altua-goko elkarte mineralogikoak ezberdin-tzen dira (Gavarnie, Debat et al., 1996; Lys, Bossots-Garona, Zwart, 1962, 1979; Pouget et al., 1996; Aston, Alías, 1995; Hospitalet, Besson, 1996; Canigó, Gui-tard, 1970, 1996; Albera, Vilà, 2003; Cap

de Creus, Reche et al., 1996; besteak beste). Klorita-moskovita eta biotitaren

zonetan kloritoidea agertzen da. Andaluzita-kordieritaren zonan andaluzita eta diste-narekin orekan dagoen estaurolita agertzen da, eta andaluzita eta kordieritazko krista-letan sillimanitazko guneak ikusi egin dira.

Aurreko autoreek Eremu Axialeko eskualde batzuetan kalkulatutako presio eta tenperatura baldintzak oso aldakorrak dira leku batetik bestera (16. Irudia). Klorita-moskovita eta biotitaren zonetarako tenperatura 350 eta 470 ºC artekoa da. Presio datu bakarra dago, 4,6-6 kbar-etakoa. Andaluzita-kordierita zonan tenperatura 500 eta 590 ºC artekoa da eta presioa 2 eta 5,5 kbar artekoa. Sillimanita-moskovita zonako tenperatura tartea 590 eta 660 ºC-takoa da, eta presioa 2 eta 5,5 kbar artekoa. Sillima-nita-feldespato potasiko zonan tenperatura 660 eta 750 ºC bitartekoa da eta presioa 3,9 eta 6,2 kbar bitartekoa.

Klimaxeko baldintzek gradiente altua ezartzen dute orogenia variskarraren amaierako estaietarako, denborarekiko eta lekuarekiko aldakorrak direnak (15. Irudia). Horrela, klimax aurretiko elkarteek 25 eta 35 ºC/km-ko gradienteak ezartzen dute, de-formazio fase variskarrarekiko sinkronikoak, presio baxuagoetarako gradienteetara igaro zirenak, erlojuen ardatzen norabideko ibilbide metamorfikoa ezarriz. Tenperatura altueneko gradienteak (71 ºC/km-ko) andaluzita-kordierita eta sillimanita-moskovitaren zonetan ezarri dira. Gradu metamorfiko altuagoko arrokek tenperatura gradiente baxuagoa erakusten dute, adibidez granuliten fazieetako arrokak.


[31]

Metamorfismoaren testuinguru tektonikoa Presio ertaineko elkarteak (Barrow motakoak) eta erlojuen ardatzen norabi-deko ibilbide metamorfikoak Mazizo Armorikarran eta Mazizo Iberiarran ere bereiztu dira, eta seguruenik lurrazal Variskarraren loditzearekin batera gertatu ziren, testuin-guru tektoniko konpresibo baten barnean. Hiru mazizoetan presio baxuagoko elkar-teek aurrekoak ordezkatu zuten, orogenoaren eboluzio berantiarrean (Martínez eta Rolet, 1988; Castro et al., 2002), estentsiozko baldintzen eraginpean (Pin eta Vielzeuf, 1988). Estai termikoa hau, granito postektonikoen goi lurrazaleko lekutzeaz eta behe lurrazalaren migmatizazioaz eta granulitizazioaz berretsita dagoena, Goi Karboniferoan (310 mu) eta Permiarraren hasieran (280 mu) gertatu zen (Pin eta Vielzeuf, 1988; Pin eta Peucat, 1986).

Pirinioetan bakarrik estai hau antzematen den arren Kate Variskarraren beste sektoreetan (Frantziako Erdialdeko Mendigunea eta Eremu Erdi Iberiarreko konplexu aloktonoak) orogenoaren aurretiko historia agertzen da. Orogeno Variskarra orain dela 420-375 mu hasi zen presio altuko metamorfismo eklogitiko bati lotutako subdukzio baten eraginez (Pin eta Vielzeuf, 1988; Martínez Catalán et al., 1997; Fernández-Suárez et al., 2000), eta kolisio kontinental batek jarraitu zion, zamalkadura diakronikoan so-rrerarekin batera, Behe Karboniferotik (360 mu) Goi Karboniferora (310 mu).

Beste autoreen ustetan, Pirinioetako presio baxuko metamorfismoa rift konti-nental baten testuinguruan sortu zen (Wickham, 1984; Wickham eta Oxburgh, 1985).

Pirinioetako Variskarreko eta Variskar berantiarreko plutonismoa Pirinioetako Eremu Axialaren ezaugarri bereizgarrienetarikoa arroka intrusi-boen azaleramenduak dira. Intrusio garatuenak (Panticosa, Maladeta, Andorra – Mont-Louis, Querigut-Millas eta Saint Laurent-La Jonquera) eskala batolitikora heltzen dira eta estai bat baino gehiagokoak dira. Intrusio hauek metamorfismo Variskarraren ma-ximoaren ostekoak izan ziren (Vielzeuf, 1996).

Gainegituran intruitzen diren gortputzak ugarienak dira eta Pirinioetan gehien azaleratzen den plutonismo variskarra. Gehien bat serie paleozoikoaren erdiko eta goiko mailetan (Siluriar-Estefaniar aurreko Karboniferoa) intruitzen dira, eta neurri txikiago batean serie Kanbro-Ordoviziarrean. Hauen intrusioek kontaktuzko metamor-fismoa eragin zuen, intentsitate aldakorrekoa, gradu baxuko edo oso baxuko eskual-deko metamorfismoari (gehienez, tenperatura baxuko eskisto berdeen fazieak) gain-jartzen dena. Kontaktuak, argi eta garbi intrusiboak direnak, eskistositate eta eta toles variskarrak mozten ditu, eta baita zamalkadura berantiar batzuk ere (Casas et al., 1989). Leku batzuetan magmaren intrusio bortxatuak eragindako egituren deformazioa


[32]

17 Irudia: Pirinioetako arroka plutonikoen elementu nagusien konposi-ziorako definitutako eremuak A-B diagraman (Debon eta LeFort, 1983): PCA: plutoi kalkoalkalinoak; LGN-PA: gorputz leukogranitiko peralumini-koak; CHN: arroka txarnokitikoak.

ikusi egin da (Poblet, 1991). Mazizo igneo hauen erdialderan arroka azidoagoak azale-ratzen dira (gehienetan montzogranito peraluminikoak), inguruan mineral ferromag-nesiano ugariko granodioritak aurkitzen diren bitartean. Arroka ultrabasikoak oso urriak dira.

Azpiegituran intruitzen diren gorputzak, ordea, askoz ere urriagoak eta txikia-goak dira. Stock, dike edo sill moduan, noizbehinka lakolitikoak direnak, azaleratzen dira, anfiboliten eta granuliten fazietara heltzen diren arroka metamorfikoetan intrui-turik. Gehinak leukogranitoak dira, egitura pegmatitikoekin. Egitura nagusiekiko kon-kordanteak diren kontaktuak dauzkate, azkotan foliazio metamorfikoarekin. Intrusioak arroka ostalariarekin orekan daude, eta ezaugarri honek lekutze sinmetamorfikoa ira-dokitzen du.

Pirinioetako intrusioen azterketa geokimikoei dagokionez, ugariak dira ele-mentu nagusiekin egindako azterkeetak baina nahiko urriak aztarna-elementuekin eta isotopoekin egindakoak. A-B motako diagrama batean ikus daitekeenez (Debon eta LeFort, 1983; 16. Irudia), gainegituran dauden mazizo intrusiboen konposizioak modu kafemiko batean lerrokatzen dira, bai elkarte kalkoalkalinak zein subalkalinoak barne-ratzen dituena. Diagrama berean (17. Irudia) konposizio leukogranitikoko gorputzak granitoide aluminikoen eremuan proiektatzen dira. Peraluminositatea dike aplitiko zein pegmatitikoek dituzte ezaugarria ere bada.

Azterketa askoren bitartez intrusio hauen adina zehaztuz joan da. Eskualdeko metamorfismo Variskarraren klimaxa 305 ± 5 mu-ko adinean zehaztu denez (Vielzeuf, 1996), batez ere magma hauen sorrera sinmetamor-fikoa dela ondoriozta dai-teke, nahiz eta hauen leku-tzea eta kristaltzean meta-morfismo berantiarreko edo baldintza postmeta-morfikoetan gertatu zen. Gainegituran dauden gor-putz igneo handien sorrera konposizio basikoko galda-tuen eta azpiegitura sortu-tako galdatu anatektiko subalkalinoen nahasketaz eman zela dirudi.


[33]

18 Irudia: A) Pirinioetako arro Estaphaniar-Permiarren kokapena: Euskadi (1), Iruñea (2), Aragon-Bearn (3), Castejon-Laspaules (4), Malpas-Sort (5), Cadi (6), castellar-Camprodón (7), Frantzia Erdikoa (8) eta Frantzia Ekialdekoa (9). B) Arro Estaphaniar-Permiarraren modeloa, E-O zehar ebakian (Gisbert, 1981, 1984-n oinarri-tuta). C) Arro adierazgarrienen sintesi estratigrafikoa.

Mendikate Piriniarraren hedapen post-Variskarra

Pirinioetako Estefaniarra eta Permiarra Pirinioetako azaleramendu Estefaniar-Permiarrak ekialde-mendebalde norabi-deko banda ez-jarrai batean lerrokatzen dira, bi isurialdeetako material Variskar eta Mesozoikoen artean (18.A Irudia). Gaur eguneko itxura Orogenia Alpinoaren ondorio da, eta horregatik arroen berreraiketa paleogeografikoa ez da behin betikoa. Material hauek arro sedimentario kontinental isolatuetan metatu ziren, potentzia eta konposi-zio aldakorrekoak direnak, eta ondorioz unitate sedimentario ezberdin ugari deskri-batu dira: Euskal (Lamare, 1931, 1936; Müller, 1969, 1973; Le pochat, 1978; Solé eta Villalobos, 1974; Lingen, 1960; Schwarz, 1962; Mirose, 1959a,b, 1966a; beste askoren artean). Kataluniako Pirinioen azterketa zehatzek ekialde-mendebalde norabideko arro subsidente baten egitura ezagutzera eman dute, gutxi gorabehera 32-38 km-ro errepi-katzen dena (18.B Irudia). Informazio honek Pirinioetako azaleramenduak banandu-tako arroen multzo ezberdinetan sailkatzea ahalbidetzen du, bakoitzak metakin mola-siko ezberdinekin (18. Irudia). Diskordantzia Variskarraren eta Triasikoko lehenengo metakin itsastarren artean 5 metatze unitate ezberdin definitzen dira (Gisbert, 1981):


[34]

19 Irudia: Pirinioetako magmatismo Estefaniar-Permiarraren kokapena.

Unidad Gris-eko arroaren beheko aldeko arroka bolkanikoetan egindako azken datazio erradiometrikoak 278 ± 5 mu-ko adina eman dute, Autuniarrean (Briqueu eta Innocent, 1993). Unidad de Tránsito Estephaniar-Autuniar bitartekoa da. Unidad Roja Inferior Autuniarrekoa da, eta Unidad Roja Superior Erdi-Goi Permiar tartekoa. Azke-nik, Unidad en Facies Bundtsandstein-en adina Behe-Erdi Triasikokoa da.

Konplexu Estefaniar-Autuniarra behetik eta goitik lehen ordeneko diskordantzia angeluarrez mugatuta dago Pirinio osoetan. Baina serie honen barnean soilik orden txikiko ez-jarraitasunak daude (parakonformitateak). Lehenago aipatutako lehenengo 3 unitateak “konpresio zikloa” deituriko estaian zehar metatu ziren, eta azkeneko biak, ordea, “ziklo distentsiboan” (Gisbert, 1984).

Permiarreko magmatismoa Permiarrean zehar hiru magmatismo ezberdin eta denboran kontsekutiboak direnak gertatu ziren: kalkoalkalinoa (andesitak) Behe Permiarrean, trantsizionala (tra-kiandesitak) eta alkalinoa (basaltoak, doleritak eta lanprofidoak), bi azken hauek Erdi-Permiarrekoak. Hauen azaleratze eremuak 19. Irudian adierazten dira. Eboluzio hau rifting kontinentalerako bilakaera erakusten du (Innocent eta Briqueu, 1995; Innocent et al., 1994).

Magmatismo kalkoalkalinoa hiru etsietan banatuta dago, 20. Irudian I, II eta III izenaz adierazitakoak (Bixel, 1984, 1988). Goi Estephaniar-Autuniearrean hasi ziren transtentsiozko baldintza post- eta sin-orogenikoetan (Gisbert, 1981, 1983), eta batez ere andesitak, dazitak eta erriolitak ageri ziren, estrusiboak zein azpibolkanikoak izan daitezkeenak.

Geroagoko magmatismoak (20. Irudia, IV eta V; Bixel, 1984, 1988) baldintza post-orogenikoetan sortu ziren, eta denboran oso hurbil daude elkarren artetik. IV estai magmatikoan trakiandesitazko dike eta lakolitoz osatuta dago.


[35]

20 Irudia: Pirinioetako magmatismo ezberdinan (I-tik V-ra) kokapen denboral zein tektonikoa Estephaniar-Permiarrean zehar.

Azkeneko estai magmatikoa (V) afinitate alkalinoa duten konposizio basaltikoko arrokek eratzen dura. Nagusiki sill basaltikoz eta dike doleritikoz osatuta dago. Intrusio hauen baldintza berdinek Triasikoan zehar ofiten sorrera baldintzetuko dute.

Magma hauen afinitate trantsizionaletik alkalinorako bilakaera azaltzeko sortze baldintzen aldaketaren bitertez azaltzen da: hasieran transtentsionalak ziren baldin-tzak soilik estentsionalak izatera igaro ziren, magma hauek konponente kortikalekin zuten interakzioa denboral aldatuz joan zelarik.


[36]

Bilbiografia: Abad, A. (1987): Primera cita de arqueociátidos en Cataluña. Trab. Mus. Seminario Bar-

celona, 222: 10.

Abad, A. (1989): El Cámbrico inferior de Terrades (Gerona). Estratigrafía, Facies y Pale-ontología. Batalleria, 2: 47-56.

Aerden, D.G.A.M. (1994): Kinematics of orogenic collapse in the Variscan Pyrenees deduced from microstructures in porphyroblastic rocks from the Lys-Caillaouas massif. Tectonophysics, 238: 139-160.

Alías, G. (1995): El metamorfisme regional hercinià de les metapelites del sector occi-dental dels masissos de l'Aston i de l'Hospitalet (Pirineu Central). Tesis Doctoral, Univ. Barcelona, 214 p.

Autran, A. (1996): Magmatisme Hercynien: Massifs de granites alumineux du Canigou et d’Ax-Les-Thermes. En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chiron y B. Gué-rangé, Eds.). BRGM-ITGE, Orleans-Madrid: 446-447.

Autran, A. Fonteilles, M. eta Guitard, G. (1970): Relations entre les intrusions de grani-toïdes, l’anatexie et le métamorphisme régional considérées principalement du point de vue du rôle de l’eau: cas de la chaîne hercynienne des Pyrénées orienta-les. Bull. Soc. Géol. France (7), 12: 673-731.

Autran, A. eta García Sansegundo, J. (1996): Tectonique hercynienne. Carte Structurale (Tec H1 y Tec H2). En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas; J. C. Chiron eta B. Guérangé, Eds.). BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 549-584.

Baby, P., Crouzet, G., Specht, M., Déramond, J. Bilotte, M. eta Debroas, E.J. (1988): Rôle des paléostructures albo-cennomaniennes dans la géométrie des chevau-chements frontaux nord-pyrénéens. C. R. Acad. Sci. Paris, 306: 307-313.

Barnolas, A. eta Pujalte, V. (2004): La Cordillera Pirenáica. Definición, límites y división. Geología de España (J.A. Vera, Ed.), SGE-IGME, Madrid, 233.

Besson, M. (1996): Métamorphisme Hercynien: Le massif Aston-Hospitalet. En: Synthè-se géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chiron eta B. Guérangé, Eds.). BRGM-ITGE, Or-leans-Madrid: 555-560.


[37]

Bixel, F. (1984): Le magmatisme stéphano-permien des Pyrénées. Tesi Doktorala, Univ. Toulouse.

Bixel, F. (1988): Le magmatisme stéphano-permien des Pyrénées. Bull. Centr. Rech. Explor. Prod. Elf-Aquitaine, 12: 661-706.

Brinkmann, R. eta Lögters, H. (1968): Diapirs in Western Pyrenees and Foreland, Spain. En: Diapirism and Diapirs (J. Braunstein eta G.D. O´Brein, Eds.). Amer. Assoc. Pe-trol. Geol. Mem., 8: 275-292.

Briqueu, L. y Innocent, C. (1993): Datation U/Pb sur zircón et géochimie isotopique Sr et Nd du volcanisme permien des Pyrénées occidentales (Ossau et Anayet). C.R. Acad. Sci. Paris; 316: 623-628.

Boer, H.U. de, Krausse, M.F., Mohr, K., Pilger, A. eta Requadt, H. (1974): La région de magnésite d'Eugui dans les Pyrénées Occidentales espagnoles: Une explication de la carte géologique. Pirineos, 111: 21-39.

Boissonnas, J., Le Pochat, G., Thibault, C. eta Bernatzky, M. (1974): Notice et Carte géo-logique de la France à 1/50 000, feuille “Iholdy” (1027). Bur. Rech. Géol. Minières, Orléans, 36 p.

Burg, J.P. y Leyreloup A. (1976): Mise en évidence d’un socle précambrien granulitique de haute pression à noyaux éclogitiques dans un massif nord- pyrénéen à struc-ture de dôme thermique: Bessède de Sault (Aude). C.R. Acad. Sci., Paris, 283: 307-310.

Calvet, P., Lapierre, H. eta Charvet, J. (1988): Diversité du volcanisme Ordovicien dans la région de Pierrefitte (Hautes-Pyrénées): rhyollites calco-alcalines et basaltes alcalins. C. R. Acad. Sci. Paris, 307: 805-812.

Capellá, I. eta Carreras, J. (1996): La zonacion estructural del Hercínico del Pirineo Cen-ral en el anticlinorio de La Pallaresa. Estudios Geol., 52: 51-61.

Carreras, J. (1975): Las deformaciones tardi-hercínicas en el litoral septentrional de la península de Cabo Creus (Prov. de Gerona, España): la génesis de las bandas mi-loníticas. Acta Geol. Hisp., 10: 109-115.

Carreras, J. eta Casas, J.M. (1987): On folding and shear zone developement: a mesos-cale structural study on the termination between two diferent tectonic stiles. Tectonophysics, 135: 87-98.


[38]

Carreras, J., Julivert, M. eta Santanach, P. (1980): Hercynian mylonite belts in the east-ern Pyrenees: an example of shear zones associated with late folding. Jour. Struct. Geol., 2: 5-9.

Carreras, J. eta Losantos, M. (1982): Geological setting of the Roses granodiorite (E- Pyrénees, Spain). Acta Geol. Hisp., 17: 211-217.

Casas, J.M., Domingo, F., Poblet, J. eta Soler, A. (1989): On the role of the Hercynian and Alpine thrusts in the Upper Paleozoic rocks of the Central and Eastern Pyre-nees. Geodinamica Acta, 3: 135-147.

Casòliba, J. eta Martínez, A. (2002): Geologia del Pedraforca, mapa geològic 1:25.000. Generalitat de Catalunya, Dpt. de Medi Ambient.

Castro, A., Corretgé, L.G., De la Rosa, J.D., Enrique, P., Martínez, F.J., Pascual, E., Lago, M., Arranz, E., Galé, C., Fernández, C., Donaire, T eta López, S. (2002): Palaeozoic Magmatism. En: The Geology of Spain (W. Gibbons y T. Moreno. Eds.). Geol. Soc. (London), 117-153.

Cavet, P. (1957): Le Paléozoïque de la zone axiale des Pyrénées orientales françaises entre le Roussillon et l'Andorre (étude stratigraphique et paléontologique). Bull. Serv. Carte Géol. France, 55, 254: 303-518.

Choukroune, P. eta ECORS Team (1989): The ECORS deep seismic profile reflection data and the overall structure of an orogenic belt. Tectonics, 8: 23-39.

Clin, M. (1964): Étude géologique de la Haute Chaîne des Pyrénées centrales entre le Cirque de Troumouse et le cirque du Lys. Mém. BRGM, 27: 379 p.

De Sitter, L.U. y Zwart, H.J., (1962): Geological map of the Paleozoic of the Central Py-renees. 1:50.000 Sheet 1, Garona, Sheet 2 Salat. Leidse Geol. Meded., 27: 191-236.

Debat, P., Dahmani, A. eta Driouch, Y. (1996): Le complexe métamorphisme et anatec-tique de Gavarnie. Chapitre 10. Métamorphisme Hercynien. En: Synthèse géolo-gique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Her-cynien (A. Barnolas, J.C. Chiron y B. Guérangé, Eds.), BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 565-568.

Debon, F. (1975): Les massifs granitoïdes à structure concentrique de Cauterets-Panticosa (Pyrénées Occidentales) et leurs enclaves. Un étude pétrographique et géochimique. Mém. Sci. de la Terre, Nancy, 33, 420 p.


[39]

Debon, F., Enrique, P. eta Autran, P. (1996): Magmatisme Hercynien. En: Synthèse géo-logique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chiron eta B. Guérangé, Eds.). BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 361-499.

Debon, F. eta Le Fort, P. (1983): A chemical-mineralogical classification of common plutonic rocks and associations. Trans. Roy. Soc. Edinb., 73: 135-149.

Delvolvé J.J., Souquet, P., Vachard, D., Perret, M.F. eta Aguirre, P. (1983): Caractérisa-tion d'un bassin d'avant-pays dans le Carbonifère des Pyrénées: faciés, chronolo-gie de la tectonique synsédimentaire. C. R. Acad. Sci. Paris, 316: 959-966.

Duran, M., Gil Ibarguchi, J.I., Julivert, M eta Ubach, S. (1984): Early Palaeozoic and vol-canism in the Catalonian Coastal ranges (North Western Mediterranean). PICG nº 5. Newsletter (F.P. Sassi y M. Julivert, Eds.), 6: 33-43.

ECORS Pyrenees Team (1988): The ECORS deep reflection seismic survey across the Pyrenees. Nature, 331: 508-511.

Enrique, P. (1984): The hercynian post-tectonic plutonic and hypabyssal rocks of the Montnegre Massif, Catalonian Coastal Ranges (NE Spain). Correlation of Prevaris-can and Variscan events of the Alpine-Mediterranean mountain belt. IGCP project 5 (F.P. Sassi eta M. Julivert, Eds.). Newsletter, 3: 45-55.

Fernández-Suárez, J., Dunning, G., Jenner, J.A. eta Gutiérrez Alonso, G. (2000): Variscan collisional magmatism and deformation in NW Iberia: constraints from U-Pb geochronology of the granitoids. Jour. Geol. Soc. (London), 157: 565-576.

Fonteilles, M. (1970): Géologie des terrains métamorphiques et granitiques du massif hercynien de l’Agly (Pyrénées orientales). Bull. BRGM (2), 4: 21-72.

Fonteilles, M. Guitard, G. eta Raguin, E. (1964): Sur la présence de gneiss à disthène et cordiérire dans le massif de Saint Barthélémy (Pyrénées de l’Ariège). C. R. Acad. Sci. Paris, 258: 3524-3525.

Fonteilles, M. Guitard, G. eta Raguin, E. (1964): Sur la présence de gneiss à disthène et cordiérire dans le massif de Saint Barthélémy (Pyrénées de l’Ariège). C. R. Acad. Sci. Paris, 258: 3524-3525.

Franke, W. (1989a): Variscan plate tectonics in Central Europe – current ideas and open questions. Tectonophysics, 169: 221-228.


[40]

Franke, W. (1989b): Tectonostratigraphic units in the Variscan belt of Central Europe. En: Terrane in the Circum-Atlantic Palaeozoic Orogens (R.D. Dallmeyer, Ed.), Geol. Soc. Amer., Sp. Papers, 230: 67-90.

Gabaldón, V. (Coor.) (1994): Mapa Geológico de la Península Ibérica, Baleares y Cana-rias a E. 1: 1.000.000. IGME, Madrid.

García-Sansegundo, J. (1990): Structure of the Paleozoic in the Aran Valley, Axial Zone, Central Pyrenees. Bull. Soc. Géol. France, 6: 229-239.

García-Sansegundo, J. (1992): Estratigrafía y Estructura de la Zona Axial Pirenaica en la transversal del Valle de Arán y de la Alta Ribagorça. Publ. Esp. Bol. Geol. Min., 102 y 103: 167 p.

García-Sansegundo, J. (1996): Hercynian structure of the axial zone of the Pyrenees throught the Aran Valley cross-section (Spain-France). Jour. Struct. Geol., 18: 1315-1325.

García-Sansegundo, J. (1996): Hercynian structure of the axial zone of the Pyrenees throught the Aran Valley cross-section (Spain-France). Jour. Struct. Geol., 18: 1315-1325.

García-Sansegundo, J. eta Alonso, J.L. (1989): Stratigraphy and structure of the sou-theastern Garona Dome. Geodinamica Acta, 3: 127-134.

García-Sansegundo, J., Gavaldá, J. eta Alonso, J. L. (2004): Preuves de la discordance de l’Ordovicien supérieur dans la Zone Axiale des Pyrénées: exemple du Dôme de la Garonne (Espagne, France). C. R. Geosciences, 336: 1035-1040.

García-Sansegundo, J. eta Poblet, J. (1997): Evidence for late Variscan granitoids in the suprastructural domains of the Pyrenees. Terra Nova, 9, 3: 144-147.

Gil-Peña I., Barnolas A., Sanz-López J., García-Sansegundo J. eta Palau J. (2001): Discon-tinuidad sedimentaria del Ordovícico terminal en los Pirineos centra-les. Geogaceta, 29: 57-60.

Gil-Peña I., Sanz-López J., Barnolas A. eta Clariana P. (2000): Secuencia sedimentaria del Ordovícico Superior en el margen occidental del Domo del Orri (Pirineos cen-trales). Geotemas, 1, 2: 187-190.

Gisbert, J. (1981): Estudio geológico-petrológico del Estefaniense-Pérmico de la Sierra del Cadí (Pirineo de Lérida): Diagénesis y Sedimentología. Tesi Doktorala, Univ. Zaragoza, 314 p.


[41]

Gisbert, J. (1983): El Pérmico de los Pirineos españoles. En: Carbonífero y Pérmico de España (E. Martínez García, Ed.). Ministerio de Industria y Energía, Madrid: 405-420.

Gisbert, J. (1984): Las molasas tardihercínicas del Pirineo. En: Geología de Espa-ña. Libro Jubilar de J.M. Rios (J.A. Comba, Coord.), IGME, Madrid, 168-186.

Goldberg J.M., Maluski H. eta Leyreloup A.F. (1986): Petrological and age relationship between emplacement of magmatic breccia, alkaline magmatism, and static me-tamorphism in the north pyrenean zone. Tectonophysics, 129: 275-290.

Guitard, G. (1970): Le métamorphisme hercynien mésozonal et les gneiss oeillés du massif du Canigou (Pyrénées Orientales). Mem. BRGM, 63: 317 p.

Guitard, G. (1996): Métamorphisme hercynien des métapélites dans le massif du Cani-gou-Caranca. Chapitre 10. Métamorphisme Hercynien. En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Géophysique. Cycle Hercy-nien (A. Barnolas, J.C. Chiron eta B. Guérangé, Eds.). BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 544-555.

Guitard, G., Geyssant, J. eta Laumonier, B. (1984): Les plissements hercyniens tardifs dans le Paléozoique inferieur du flanc nord du Canigou: analyse géométrique, chronologie des déformations superposées, relations avec le granite de Mont Louis et le métamorphisme régional. Géologie de la France, 4: 95-127.

Hammann W. (1992): The Ordovician trilobites from the Iberian Chain in the province of Aragon, NE Sapin. I. - The trilobites of the Cystoid Limestone (Ashgill Se-ries). Beringeria, 6: 3-219.

Hartevelt, J.J.A. (1970): Geology of the Upper Segre and Valira valleys, Central Pyre-nees, Andorra/Spain. Leidse Geol. Meded., 45: 167-236.

Innocent, C. eta Briqueu, L. (1995): The origin of Pyrenean Variscan volcanic rocks (France-Spain): REE and Sm-Nd isotope constraints-comments. Chem. Geol., 121: 295-297.

Innocent, C., Briqueu, L. eta Cabanis, B. (1994): Sr-Nd isotope and trace element geo-chemistry of late Variscan volcanism in the Pyrenees: magmatism in post-orogenic extensión?. Tectonophysics, 238: 161-181.

Kleinsmiede, W.J.F. (1960): Geology of the valle d'Aran (Central Pyrenees). Leidse Geol. Meded., 25: 129-245.


[42]

Kriegsman, L.M., Aerden, D.G.A.M., Bakker, R. J., Brok, S.W. J. den y Schutjens, P.M.T.M. (1989): Variscan tectonometamorphic evolution of the eastern Lys-Caillaouas massif, Central Pyrenees - evidence for a late orogenic extension prior to peak metamorphism. Geol. Mijnb., 68: 323-333.

Lamare, P. (1931): Sur l'existence du Permien dans les Pyrénées basques entre la vallée du Baztan (Navarre espagnole) et la vallée Baïgorry. C.R. somm. Soc. Géol. Fran-ce, 31 (1): 242-245.

Lamare, P. (1936): Recherches géologiques dans les Pyrenées basques d’Espagne. Mem. Soc. Géol. France, 12 (27): 1-464.

Larrasoaña, J.C., Parés, J.M., Millán, H., Del Valle, J. eta Pueyo, E.L. (2003): Paleomag-netic, structural and stratigraphic constraints on transverse fault kinematics du-ring basin inversion: the Pamplona Fault (Pyrenees, N Spain): Tectonics, 22, 1071, doi: 10.1029/2002TC001446.

Laumonier, B. (1988): Les Groupes de Canaveilles et de Jujols (“Paléozoïque inférieur”) des Pyrénées orientales. Hercynica, 1: 25-38.

Laumonier, B eta Guitard, G. (1986): Le paléozoïque inférieur de la moitié orientale de la zone axiale des Pyrénées. Essai de synthèse. C. R. Acad. Sci., Paris, 302: 473-478.

Le Pochat, G. (1978): Feuille St. Jean Pied de Port. Carte Géologique de France, E. 1:50000. Édition BRGM.

Liesa, M. eta Carreras, J. (1989): On the structure and metamorphism of the Roc de Frausa Massif, Eastern Pyrenees. Geodinamica Acta, 3: 149-161.

Lingen, G.J. (1960): Geology of the Spanish Pyrenees North of Canfranc, Huesca Prov-ince. Estudios Geol., 16: 205-242.

Martínez, F.J. eta Rolet, J. (1987): Late Palaeozoic metamorphism in the north-western Iberian Peninsula, Brittany and related areas in South-West Europe. En: The Ca-ledonian-Appalachian Orogen. (I.J. Harris, eta D.J. Fettes, Eds.), Geol. Soc. (Lon-don), Sp. Publ. 38: 611-620.

Martínez Catalán, J.R., Arenas, R., Díaz García, F. eta Abati, J. (1997): Variscan accretio-nary complex of northwest Iberia: Terrane correlation and succession of tectono-thermal events. Geology, 25: 1103-1106.


[43]

Martínez-Torres, L.M., Ramón-Lluch, R. eta Eguiluz, R. (1994): Tectonic wedges: Geo-metry and kinematic interpretation. Jour. Struct. Geol., 16: 1491-1494.

Matte, P. (1969): Le problème du passage de la schistosité horizontale à la schistosité verticale dans le dôme de Garonne (Paléozoïque des Pyrénées Centrales). C. R. Acad. Sc. Paris, 268: 1841-1844.

Matte, P. (1986a): La chaîne varisque parmi des chaînes paléozoïques péri-atlantiques; modèle d'evolution et position des grands blocs continentales au Permo-Trias. Bull. Soc. Géol. France, (8), 2: 9-24.

Matte, P. (1986b): Tectonics and Plate Tectonics Model for the Variscan Belt of Eu-rope. Tectonophysics, 126: 329-374.

Matte, P. (2002): Les plis hercyniens kilométriques couchés vers l'ouest-sud-ouest dans la région du pic du Midi d'Ossau- col du Somport (zone axiale des Pyrénées occi-dentales). C. R. Geoscience, 334: 773-779.

Mey, P.H.W. (1967): The geology of the Upper Ribagorzana and Baliera valleys, Central Pyrenees, Spain. Leidse Geol. Meded., 41: 153-220.

Miyashiro, A. (1961): Evolution of metamorphic belts. Jour. Petrol., 2: 277-311.

Müller, D. (1969): Perm und Trias im valle del Baztan (Spanische-Westpyrenäen). Dis-sertation, Fak. Natur. - Geisteswiss. T.U. Clausthal, 128 s., zahlr. Abb., Profiltaf. u. 2 geol. Karten, Clausthal - Zellerfeld, 129 p.

Müller, D. (1973): Perm und Trias im valle del Baztan- ein Beitrag zur stratigraphie und Paläeogeographie der spanische West - Pyrenaën. N. J. Geol. Päont. Abh., 142: 30 - 43.

Muñoz, J.A. (1992): Evolution of a Continental Collision Belt: ECORS-Pyrenees Crustal Balanced Cross-section. In: Thrust Tectonics (K.R. McClay, Ed.), Chapman & Hall, 235-246.

Navidad, M y Barnolas, A. (1991): El magmatismo (ortogneises y volcanismo del Or-dovícico Superior) del Paleozoico de Los Catalanides. Bol. Geol. Min., 102: 187-202.

Pearce, J. A. eta Cann, J. R. (1973): Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth Planet. Sci. Letters, 19: 290-300.


[44]

Perejón, A., Moreno-Eiris, E. eta Abad, A. (1994): Montículos de Arqueociatos y calci-microbios del Cámbrico inferior de Terrades, Gerona (Pirineo oriental, Espa-ña). B. R. Soc. Esp. Hist. Nat. (Geol.), 89: 55-95.

Perejón, A. Moreno-Eiris, E. eta Abad, A. (1996): Archéocyathidés et algues d’âge cam-brien, dans la boutonnière de Terrades (province de Girone, nord de Figueres). En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Introduction. Geop-hysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J. C. Chiron y B. Guérangé, Eds.), BRGM-ITGE, Orleans-Madrid: 161-163.

Pin, C. y Peucat, J.J. (1986): Ages des episodes de métamorphisme paléozoique dans le Massif central et le Massif Armoricain. Bull. Soc. Géol. France (8), 2: 461-469.

Pin, C. eta Vielzeulf, D. (1988): Les granulites de haute pression d’Europe moyenne témoins d’une subuction éo-hercynienne. Implications sur l’orgine des groupes leptyno–amphiboliques. Bull. Soc. Géol. France, (1), 1: 13-20.

Poblet, J. (1991): Estructura herciniana i alpina del vessant sud de la zona axial del Piri-neu Central. Tesi Doktorala, Univ. Barcelona, 604 p.

Pouget, P. (1991): Hercynian tectonometamorphic evolution of the Bosost dome (French-Spanish central Pyrenees). Jour. Geol. Soc. (London), 148: 299-314.

Pouget, P., Liesa, M., Alías, G. y Vaquer, R. (1996): Métamorphisme Hercynien: Le mas-sif de Bossost. En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. In-troduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chiron y B. Guérangé, Eds.). BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 561-564.

Ramsay, J.G. (1967): Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill, New York, 568 p.

Reche, J., Carreras, J. eta Druguet, E. (1996): Métamorphisme Hercynien: Le massif du Cap de Creus. En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrénées. Vol. 1. Intro-duction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chiron y B. Guérangé, Eds.), BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 524-530.

Robardet M., Paris F. eta Racheboeuf, P.R. (1990): Palaeogeographic evolution of southwestern Europe during Early Palaeozoic times. En: Palaeozoic Palaoegeo-graphy and Biogeography (W.S. McKerrow y C.R. Scotese, Eds.), Geol. Soc. (Lon-don), 12: 411-419.

Roux, L. (1977): L’évolution des roches du faciès granulite et le problème des ultramafi-tes dans le massif de Castillon (Ariège). Tesi Doktorala, Univ. Toulouse, 487 p.


[45]

Sanz López, J., Gil Peña, I. eta Valenzuela Rios J.I. (2002b): Lower Palaeozoic rocks from the Pyrenees: a synthesis. En: Palaeozoic conodonts from northern Spain. Eight Inter.Conodont Symp. held in Europe (S. García-López eta F. Bastida, Eds.), Cuadernos del Museo Geominero, 1: 349-365.

Sanz López, J. eta Sarmiento, G.N. (1995): Asociaciones de conodontos del Ashgill y del Llandovery en horizontes carbonatados del valle del Freser (Girona). XI Jornadas de Paleontología, Tremp: 157-160.

Schmidt, H. (1931): Das Paläozoikum der spanischen Pyrenäen. Abh. Ges. Wiss. Göttin-gen, Math.-Phys., KI.3, H.5, 8: 981-1065.

Solé, J. eta Villalobos, L. (1974): Hoja de Maya de Baztan. Mapa Geológico de España, a escala 1: 50000. IGME, Madrid.

Soula, J.C. (1982): Characteristics and mode of emplacement of gneiss domes and plu-tonic domes in central-eastern Pyrenees. Jour. Struct. Geol., 3: 313-342.

Soula, J.C., Debat, P., Deramond, J., Gucherreau, J.Y., Lamouroux, C., Pouget, P. eta Roux, L. (1986a): Evolution structurale des emsembles métamorphiques des gneiss et des granitoïdes dans les Pyrénées centrales. Bull. Soc. Géol. France, 8: 79-93.

Soula, J.C., Debat, P, Deramond, J. eta Pouget, P. (1986b): A dynamic model of the structural evolution of the Hercynian Pyrenees. Tectonophysics, 129: 115-147.

Souquet, P. eta Peybernès, B. (1987): Allochtonie des massifs primaires nord-pyrénéens des Pyrénées Centrales. C. R. Acad. Sci. Paris, 305: 733-739.

Souquet, P., Peybernès, B., Bilotte, M., Debroas, E.J., Rey, J. eta Canerot, J. (1977): Nouvelle esquisse structurale des Pyrénées. Lab. Géol. de l’Université Paul Sabatier, 17 p.

Spjeldnaes, N. (1961): Ordovician climatic zones. Norsk Geologisk Tidsskrift, 41: 45-77.

Schwarz, E.J. (1962): Geology and paleomagnetism of the valley of the Rio Aragon Sub-ordan, north and east of Oza (Spanish Pyrenees, province of Huesca). Estudios Geol., 18: 193-239.

Teixell, A. (1992): Corte estructural a través de la terminación occidental de la Zona Axial (Pirineo central). III Congr. Geol. España, Simposios 2: 205-214.


[46]

Teixell, A. (1996): The Ansó transect of the southern Pyrenees: basement and cover thrust geometries. Jour. Geol. Soc. (London). 153: 301-310.

Van Den Eeckout, B. eta Zwart, H.J. (1988): A case study of a mantled gneiss antiform, the Hospitalet massif, Pyrenees (Andorra, France). Geol. Ultraiectiana, 45: 1-193.

Vielzeuf, D. (1996): La croûte hercynienne des Pyrénées: une synthèse. Chapitre 10. Métamorphisme Hercynien. En: Synthèse géologique et géophisique des Pyrén-ées. Vol. 1. Introduction. Geophysique. Cycle Hercynien (A. Barnolas, J.C. Chi-ron eta B. Guérangé, Eds.), BRGM-ITGE, Orleans-Madrid, 568-576.

Vielzeuf, D. eta Kornprobst, J. (1984): Crustal splitting and the emplacement of the Pyrenean lherzolites and granulites. Earth Planet. Sci. Letters, 67: 87-96.

Vilà, M. (2003): Petrogènesi i estructura hercinianes del massís de l’Albera (Pirineus Orientals). Tesis Doctoral, Univ. Barcelona, 455 p.

Vissers, R. L. M. (1992): Variscan extension in the Pyrenees. Tectonics, 6: 1369-1384.

Vitrac-Michard, A. eta Allegre, C.J. (1975): A study of the formation and history of a piece of continental crust by 87Rb-86Sr method: the case of the French oriental Pyrénées. Contrib. Mineral. Petrol., 50: 257-285.

Wickham, S.M. (1984): Crustal anatexis in the Trois Seigneurs massif, Pyrenees, France. Tesi Doktorala, Univ. Cambridge, 194 p.

Wickham, S.M. (1987): Crustal anatexis and granite petrogenesis during low pressure regional metamorphism: the Trois Segneurs Massif, Pyrenees, France. Jour. Pe-trol., 28: 127-169.

Wickham, S.M. eta Oxburgh, E.R. (1985): Continental rifts as a setting for regional me-tamorphism. Nature, 318: 330-333.

Zwart, H.J. (1960): Relations between folding and metamorphism in the Central Pyre-nees, and their chronological succession. Geol. Mijnb., 39: 163-180.

Zwart, H.J. (1962): On the determination of polymorphic mineral associations, and its application to the Bossost area (Central Pyrenees). Geol. Rundschau, 52: 38-65.

Zwart, H.J. (1963a): Metamorphic history of the Central Pyrenees, II. Leidse Geol. Meded., 28: 321-376.

Zwart, H.J. (1963b): The structural evolution of the Paleozoic of the Pyrenees. Geol. Rundschau, 53: 170-205.


[47]

Zwart, H.J. (1979): The Geology of the Central Pyrenees. Leidse Geol. Meded., 50: 1-74.

Pirinioak. Orogenia Variskarra

Documents

Transcript of Pirinioak. Orogenia Variskarra