İber Yarımadası'nın jeolojisi - Geology of the Iberian Peninsula

İber Yarımadası'nın jeolojisinin ana bileşenleri
İber Yarımadası'nın jeolojik haritası

İber Yarımadası'nın jeolojisi üzerindeki kaya oluşumlarının incelenmesinden oluşur. Iber Yarımadası, içerir ispanya, Portekiz, Andorra, ve Cebelitarık. Yarımada, her jeolojik bölgeden kayalar içerir. dönem -den Ediacaran için Kuaterner ve birçok kaya türü temsil edilmektedir. Dünya standartlarında maden yatakları orada da bulunur.

İber Yarımadası'nın çekirdeği bir Hersiniyen kratonik olarak bilinen blok İber Masifi. Kuzeydoğuda bu, The Pirene kıvrımlı kemer ve güneydoğuda, Betic Fold dağ zinciri. Bu iki kıvrımlı zincir, Alp kemeri. Batıda, yarımadanın açılmasıyla oluşan kıta sınırı ile yarımada sınırlandırılmıştır. Atlantik Okyanusu. Hercynian Fold kuşağı çoğunlukla Mesozoik ve Senozoik doğudaki kayaları örtmekle birlikte, yine de İber Zinciri ve Katalanca Kıyı Sıraları.[1]

İber Masifi

Ana makale: Hesperian Masifi

İber Masifi, Paleozoik Çağ kayalarından oluşur. Yaklaşık 310 monte edildi Anne İber Masifinde birkaç zon meydana gelir. Bunlar bloğu oluşturmak için bir araya getirilen parçalardı. İspanya'nın kuzey kıyısında, Cantabria Bölge. Sonra batıya ve ayrıca İber Zincirinde ve Katalan Sahil Sıradağları Batı Asturya-Leonese Bölgesidir. Sonra Orta İber Bölgesi yakınında görünür A Coruña, Portekiz'in kuzeyi ve İspanya'nın ortasından, Montes de Toledo. Ossa-Morena Bölgesi, Lizbon. Bu, bazılarını içerir Prekambriyen kayalar. En uzak güney bölümü Güney Portekiz Bölgesi'dir.[1]

Variscan Orojenezi, Avrupa Hunic Terranı olarak meydana geldi ( Gondvana ) ve Laurentia -Baltica kıtaları çarpıştı. İberya'da bu, Stefan öncesi Karbonifer'de (354-305 milyon yıl önce) meydana geldi. Orojenezin dış kısmı Cantabria Bölgesi idi. Bu, üst kabuk katmanlarında deforme oldu. Batı Asturya Leonese Bölgesi ve Orta İber Bölgesi, orojenezin dış kısımlarıdır ve daha derin bir şekilde deforme olmuş ve metamorfize olmuş ve içeri girmiştir. Bu üç bölge birin parçasıdır toprak. Ossa-Morena Bölgesi ve Güney Portekiz Bölgesi, birbirine bağlanan iki farklı bölgedir. Mesozoik'te bu, çoğunlukla o zamandan beri aşınan diğer tortularla kaplıydı.[1]

Cantabria Bölgesi

Cantabrian Dağları. Zirve Alto de Brenas içinde Riotuerto 579 metre (1.900 ft) yüksekliğe sahiptir.

Cantabrian Zonu, Karbonifer ve daha yaşlı Paleozoik metamorfoz kayaçlardan oluşur.

Batı ve güneybatı tarafında Narcea adı verilen Prekambriyen kayalarından oluşan içbükey bir yay ile sınırlanmıştır. pencere ve Narcea'daki Villabandin penceresi antiform.

Aşağı Kambriyen'deki Herreria Formasyonu, şeyl ve feldspatik kumtaşı biraz ile dönüşümlü çakıltaşı. Bunların kalınlığı 1 ila 1,5 km'dir.

Lancara Formasyonu, birkaç yüz metreden oluşur. kireçtaşı. Alt kısım, peritidal bölgeler içinde Aşağı Kambriyen ve üstteki üye Orta Kambriyen fosiller içerir ve kırmızı veya yeşil glokonik ve yumrulu kireçtaşıdır.

Ortadan Oville Formasyonu Yukarı Kambriyen dönüşümlü şeyl ve kumtaşı içerir. Trilobit Şeylde fosiller yaygındır.

Barrios Formasyonu Arenigiyen ve 500 metre (1.600 ft) kalınlığa kadar. Beyaz bir masiften oluşur kuvarsit.

Penas ve Vidrias Cantabrian bölgesinin batı sınırına yakın olan alan, Ordovisyen mevduat. Siyah şeyller Llanvirniyen zamanları Merkez Kömür Havzası doğu tarafında bulunur. Ancak daha çok Ordovisyen Dönemi'nde bu bölge su üzerinde ve aşınırdı.

Formigoso Formasyonu, Orta Llandovery Silüriyen'de zaman. Bu oluşmaktadır Monograptus siyah şeyller ve 150 m'ye kadar kalınlıktadır.

San Pedro ve Furada Formasyonları 300 metreye kadar kalınlıktadır ve arakatmanlı şeyl ve demir içeren kumtaşı formasyonlarından oluşur. Wenlock Ludlow ve daha aşağıda Gedinian zamanlar.

Devoniyen Dönemi'nde batı tarafında dolomit ile birlikte çökelme meydana gelmiş, killi kireçtaşı, marn ve Raneces Kompleksi veya La Vid Formasyonundan şist. 600 metre (2,000 ft) kalınlığında ve Gedinian'dan Emsian'a kadar yaştadır.

Santa Lucia Formasyonu kireçtaşındandır. Batıda Narcea Antiformuna yakın mercan içerir ve doğuda Merkez Kömür Havzası yakınında peritidal fasiyes vardır. Huergas Formasyonu kırmızı kumtaşı ve şeyl arasında gidip gelir ve Couvinian -e Givetian yaş. Portilla formasyonu, Givetian'ın koralin kireçtaşıdır. Frasniyen yaş. Bu, Frasniyen'den 500 m'ye kadar kalınlığa kadar kumtaşı katmanları ile tamamlanır. Fammeni yaş. Devoniyen çökelleri, merkez kömür havzasının doğusunda bulunmaz ve batıda en kalındır.

Pisuerga-Carrion eyaletinden pelajik bir fasiyes gelir.

İçinde Karbonifer biriktirme, siyah şeyl ve çörtlerle başladı. Turnaisiyen yaş ve sonra kırmızı kireçtaşı, kırmızı şeyl ve radyolarit oluşmuştur. Visean yaş. Dağ Kireçtaşı, kalın siyah cansız bir kireçtaşıdır. Serpukhoviyen yaş. Bulanıklıklar ile olistolitler Hersiniyen (Variscan) tektonik olaylarının ilk belirtisini gösteren Serpukhoviyen'de de görülür. Bu ilk olaylar Pisuerga-Carrion eyaletinde meydana geldi.

Variscan sıkıştırması batı tarafını kaldırdı ve bir tortul havzayı bir dağ sırasına dönüştürdü. Zamanla sıkıştırılmış bölge doğuya doğru hareket etti. Namurian A aşamasında, Olleros formasyonu, orjenin önündeki bir çukurda türbiditlerden yanaydı ve Barcallente formasyonu, kıyıdan daha uzakta bir karbonat platformuydu. Namurya B aşamasında, oluk San Emillano Formasyonunu oluşturuyordu ve Valdeteja Formasyonu açık denizdi, ancak daha derin deniz koşullarında idi. Westfalyan Bir Zamanında oluk doldurulmuş ve karasal malzeme birikintileri San Emiliano Formasyonu ve Sama Grubu'nu oluşturmuştur ve Lena grubu Merkez Kömür Havza Birimi'nde en kalın olanıdır. Picos de Europa'da daha doğuda, sürekli bir karbonat platform oluşumu ile sığ su ile kaplı kaldı.

Westfalyan yaş, adından da anlaşılacağı gibi 5000 m Merkez Kömür Havzası ile temsil edilmektedir. kömür. Doğuda bu, Picos de Europa'nın deniz karbonatlarına dönüşür. Pisuerga-Carrion vilayetinde, kuvarsitten oluşan konglomeralar, daha derin deniz suyundan çökme birikintileri olan türbiditler vardır. Fosilli bazı kireçtaşı katmanları da vardır.

Westfalyan çökeltilerinin kaynağı batıdan ve güneyden geliyordu. Bunlar, bu birikintilerle aynı zamanda oluşan Hercynian zincirinin dağlarıydı. Westfalyan döneminde, Caqntabrian bölgesindeki kayalar kıvrıldı ve devrildi. Paleozoik kayaçlar, Lancara Formasyonu seviyesinde kırıldı ve üst katmanları oluşturan üst katmanların üzerine itildi. naplar ve baskı levhaları. Ponga Nappe Bölgesi, Merkez Kömür Havzası'nın doğusunda,

Stephaniyen yaş molas yatakları diğer Karbonifer kayaçlarının üzerindedir ve Hersiniyen (Variskan) orojenezi ile ilgisizdir. Westfalyan yapılara dik açılarda bazı son katlanma meydana geldi.

Daha fazla yükselme meydana geldi ve Stefanian döneminde batı ve güney naplarının üzerindeki dağlarda kara kilitli havzalar vardı. Ancak Picos de Europa Birimi hala bir deniz alanıydı.

Permiyen'de ve Mesozoik'te genişleme tektoniği vardı. Permiyen Autuniyen istif - Viñon Formasyonu, havzalar aşağıya doğru normal faylanma ile oluşturulduğunda oluşmuştur. Çoğunlukla konglomera, şeyl, alçıtaşı ve alkali volkanik tabakalı kireçtaşıdır. Villaviciosa Formasyonu Saksonya kumtaşı ve konglomera ile kurak bir kıta üzerinde oluşmuştur. Triyas'taki koşullar çok kuraktı ve lagünler buharlaşarak alçı ve marn biriktirdi. Jura ve Kretase Dönemlerinde bölge su altındaydı, ancak bu dönemden kalan tortuların çoğu aşınmıştı.

Bölgeye bakmanın başka bir yolu da yapısı gereğidir: Somiedo-Correcilla, Sobia-Bodón, Aramo (Erken Westfalen'de ilk hareket eden) Merkez Kömür Havzası, Ponga (ikinci hareket) ve Picos de Europa (Erken Stephanian'da son hareket eden) ve Pisuerga-Carrión Birimi (veya Palantine) (hiçbir yere gitmeyen).

Geç Stephaniyen'de bölge, mevcut hilal şeklini oluşturmak için dikey bir eksen etrafında bükülmüştür. Bu tür bir bükülmeye, orocline.

Kabuksal genişlemeye bağlı olarak Permiyen havzası oluşumunu iki teori açıklamaktadır: litosfer katı manto, litosferin dibinden çöker, yerini sıcakla değiştirir. astenosfer; veya kıtasal bir yarık.[1]

Batı Asturya Leonese Bölgesi

Picos de Europa sıradağlar.

Batı Asturca Leonese Zon batı ve güney-batısındadır. Prekambriyen Narcea antiform kayaçları ve doğuya, Prekambriyen kayalarına kadar uzanır. Ollo de Sapo antiform. Bu bölgedeki kayalar çoğunlukla Kambriyen ve Ordovisiyen'den, az sayıda Silüriyen'den Karbonifer'e kadar. Kambriyen ve Ordovisiyen kayaları, çökmekte olan bir çukurda sığ suda oluşmuştur. Daha derin sularda tortular oluştu. Metamorfizmaya uğradılar yeşil şist veya düşük dereceli amfibolit. Ayrıca çoğunlukla bir arpacık var bölünme. Kıvrımlar yayın merkezine bakar. Batıda kıvrımlar yaslanmış ve geniştir: Mondoñedo ve Courel kıvrımlar. Doğuda kıvrımlar asimetriktir. Mondoñedo kıvrımının tabanı, aynı ada sahip bir bindirmedir. Başka bir bindirme, Narcean Antiform ile karşılaştığı bu bölgenin kenarını oluşturur. Bu bindirmelerin yakınında krenülasyon bölünmesi meydana gelir. Aralarında oluşan tüm bu yapılar Aşağı Devoniyen ve Stephaniyen M.Ö.

Kambriyen Döneminden Candana Kuvarsit Herreria Formasyonuna eşdeğerdir ve 1 ila 2 km kalınlığındadır. The Vegadeo Kireçtaşı Lancara Formasyonuna eşdeğerdir ve 0.1 ila 0.2 km kalınlığındadır. Cabos Serisi, Oville ve Barrios Formasyonlarına eşdeğerdir ve 4 km kalınlığındadır.

Siyah şeyller, Luarca denir Seçenek listeleri vardır Llanvirniyen -e Llandeiliyen yaş (ortadan yukarı Ordovisyen ) ve 0,5 ila 1 km kalınlığındadır. Agüeira Formasyonu şunlardan oluşur: Bulanıklıklar nın-nin Karadokya yaş ve 3 km kalınlıktadır. Takip eden uyumsuzluk Silüriyen siyah arduvazlar 0,4 km kalınlığındadır.

San Clodio bölgesinde aşağı Devoniyen kayalarının birkaç mostrası vardır. Ve Karbonifer Dönemi'nde bu, Cantabrian Karbonifer yataklarının malzeme kaynağını oluşturan bir erozyon kuşağıydı.[1]

Orta İber Bölgesi

Orta İber Bölgesi, kuzey ve orta Portekiz dahil olmak üzere yarımadanın batı tarafının orta bölümünü kapsar. Üst kuzey batı köşesi Galiçya-Tras-Os-Montes Bölgesi ile değiştirildi. Kurucu kayaçlar metamorfize olmuş çökeltilerdir.

En eski kayaçlar Proterozoik, metamorfoz çökeltilerdir. Onlar tarafından deforme oldular Kadomiyen Orojenezi. Sonundan itibaren volkanikler ve başka çökeltiler vardır. Ediacaran ve Kambriyen dönemler.

Karbonifer'den önce bu, bindirmeler ve kıvrımlarla kuzey doğu yönünde deforme olmuştur.

En eski kayalar Kambriyen, muhtemelen Prekambriyen ve ortognays ve Paragnays. Bunlar yakınında bulunur Foz do Douro, ve Miranda do Douro. Bunun üzerinde türbidit veya kireçtaşı arakatkılı yatakları olan şistler veya şeyller vardır. Stratigrafik dizi güneybatısındaki Salamanca Tamames Syncline'da ve Montes de Toledo. Bunları bir uyumsuzluk izler. Uyumsuzluğun üstünde kırmızımsı bulunabilir kumtaşı, şeyl ve çakıltaşı Tremadocian 1 km kalınlığa kadar yaş. Bir Arenigiyen yaş kuvarsit oluşumu Amorican Kuvarsitine eşdeğerdir. Sonra siyah şeyl var veya kayrak Luarca Slate ile eşleşen Llanvirn -e Llandeilo Yaş. Bunun üzerine, 0.1 km kalınlığında Llandeilian'dan Botella veya Cantera Kuvarsit Karadokya Çağı.

Bunun üzerinde Urbana Kireçtaşı denen merceksi bir kireçtaşı ve Karadokya'dan Asghilian'a ait şeyl ve kumtaşı vardır. Ardından Silüriyen Dönemi'nin tabanındaki Almaden bölgesinde Criadero Kuvarsit gelir. Siyah graptolitik şeyl ve bazik volkanik kayaçlar bunun üzerini örter.

Granit, Variscan Orogeny ile ortaya çıktı.

Bölgenin güneyinde 2 km kalınlığa kadar Devoniyen yaşlı karasal çökeller bulunmaktadır. Almaden Syncline'da büyük miktarda volkanik kaya bulunmaktadır.

Alt Karbonifer, bölgenin güney sınırı boyunca ve ayrıca San Vitero bölgesinde ve Morais ve Bragança Masifleri.[1]

Galiçya-Trás-os-Montes Bölgesi

Galiçya Masifi çevreleyen dağlar Sil Nehri içinde Lugo, Galicia.

Galiçya-Trás-os-Montes Bölgesi, İspanya'nın kuzeybatı köşesinde ve Portekiz'in kuzeydoğusundaki fasulye şeklinde bir tektonik birimdir (Trás-os-Montes ). Aynı zamanda allokton kompleksler olarak da adlandırılır. Bölge aşağıdakilerden oluşur: nap yığını ki bu oldukça başkalaşım geçirmiştir. Çarpışmasıyla oluşmuştur. İber Tabağı başka bir kıtadan gelen incelmiş bir kabuk parçasıyla Meguma terranı. Yığın içinde beş birim var. En düşük seviyede, yüksek basınçlı, düşük sıcaklıkta metamorfoz kayaçlar bulunur. İkincisi bir ofiyolit. Üçüncüsü, yüksek basınçla yüksek sıcaklığa dönüşen kıtasal kabuğun alt kısmıdır. Dördüncüsü, düşük dereceli metamorfizma ile ayrışan topraklardan türetilen bir tortu tabakasıdır. Bir de altta yatan Ediacaran ve erken Paleozoik katman otokten sekans olarak adlandırılır. Allokten napın metamorfizması Orta Devoniyende 390-380 milyon yıl önce meydana geldi. Bu muhtemelen Rheic Okyanusundan. Son olarak, bunun üzerinde Galiçya-Trás-os-Montes veya Para-autochthenon'un şistoz alanı olarak adlandırılan diğer şistler vardır. Ofiyoliti oluşturan, mafik ila ultramafik kayalardan oluşan beş oval şekilli kütle vardır. Bunlar Cabo Ortegal, Ordes, Lalín, Bragança ve Morais Masifler. Bunların her biri bir senklinal içindedir ve sınırı oluşturan içe doğru eğimli bir bindirme zonu ile Silüriyen metamorfik kayaları ile çevrilidir. Mafik masiflerdeki kaya türleri şistler, gnays, amfibolit, Metagabbro, granülit, eklojit, ve yılan gibi. Ordes Masifi, 380 ila 390 milyon yıl öncesine tarihleniyor ve Reno-Hercynian Okyanusunun bir bölümünü ek kama. Kanal Bloğu ile alloktenöz nap arasında Avrupa Hunic Terranına katıldı. Karşılık gelen bir bloğu vardır, Kertenkele kompleksi güneybatı İngiltere'de. Cabo Ortegal kompleksi, yaklaşık 345-340 milyon yıl öncesine tarihlenmektedir ve bir Paleo'nun kalıntılarıdır.Tethys Okyanusu okyanus ortası sırt

Malpica-Lamego hattı, Galiçya-Trás-os-Montes Zonunun batı tarafında kuzey-güney yönünde uzanan bir hat oluşturan bir kesme bölgesidir. 275 km uzunluğundadır ve granodiyorit intruzyonları ile ilişkilidir. Kesme bölgesi boyunca 10 km'den fazla dikey kayma vardır.[2]

Ossa Morena Bölgesi

Ossa Morena Bölgesi (OMZ), Portekiz'in güney kesiminde ve İspanya'nın güney batı köşesinde bir bant oluşturur. En eski kayalar Prekambriyen iki uzun antiklinalde bantlar oluşturmak Córdoba ve Abrantes. Kambriyen kayalar ile başlar çakıltaşı ve sonra sığ su birikintileri var ve kireçtaşı. Ordovisyen Dönemi, pelitik fasiyes. Geç Ordovisyen siyenit ve alkali granit İstilalar Córdoba Abrantes kuşağı boyunca yükseldi. Silüriyen Dönem hem asit hem de bazik volkanik kayaçlara ve ayrıca pelitik çökeltilere sahiptir. Alt Devoniyen sığ suda oluşmuştur. Üst Devoniyen bir molayı takip eder ve fliş.

İçinde Karbonifer ile başlar türbidit temel volkanikleri içeren dizi. Bu yaklaşık 200 metre kalınlığındadır. Bunun üstünde kömür yatak katmanları. Dağ yapımı bu noktada meydana geldi. İçinde Westfalyan çağda bu dağ sıraları arasında uzanan göllerde birikmişti. İçinde Stephaniyen yaş pekmez dağlar arasındaki havzalarda da oluşur.

Ossa-Morena Bölgesi, Orta İber Bölgesi ile faylanmıştı. Geçerken (yatay olarak 200 km güneydoğuya ve 10 km dikey), Geç Langsettiyen ve Carboniferous'un erken Duckmantian kesiminde Peñarroya Havzasını oluşturdu. Havza yaklaşık 50 km uzunluğunda ve 1 genişliğindedir.

Tomar-Badajoz-Córdoba Kesme Bölgesi (TBCZ), sol yanal yönde sünek bir şekilde kesilmiş kayadan oluşur. 350 km uzunluğunda ve 2 ila 15 km genişliğindedir. Kambriyen ve Ordovisiyen'den gelen granitler ortognayslara dönüşmüştür. Bölgenin büyük kısmını migmatitler ve metamorfize sedimanlar oluşturur. Ancak eklojit ve granat amfibolitten oluşan mercek şeklinde gövdeler de vardır. Kesme, Devoniyenin sonundan Karbonifer'e doğru gerçekleşti. Bölge, İber Masifini oluşturan farklı araziler (CIZ ve OMZ) arasındaki bir sütürdür.[3]

Ossa Morena Zonu ve Güney Portekiz Zonu arasındaki sınır ya da sütür bir ofiyolit tarafından oluşturulur: Beja-Acebuches Ofiyolit Kompleksi (BAOC). Bu, yüksek basınçlı metamorfik kayaçlar, eklojit ve mavişistten oluşur. Bunlar, Güney Portekiz Bölgesi'ndeki kayanın tepesine güneybatı yönünde itilmiştir.[3]

Güney Portekiz Bölgesi

Güney Portekiz Bölgesi (SPZ), farklı bir kıtadan İberya Plakasının daha kuzey kısımlarına uzanan egzotik bir bölgedir. 380 milyon yıl öncesine kadar SPZ, Laurasia'nın bir parçasıydı ve daha sonra Grand Banks. Bu kıta aslında İberya'nın kuzeyindeydi ve bu kıta, Avrupa Hunic Terran (EHT). 380 Ma'da SPZ, Galiçya-Tras-Os-Montes Bölgesi ve Meseta'nın allokton birimleri arasındaki EHT'yi etkiledi. Yaklaşık 320 Ma'da, SPZ Ossa Morena Bölgesi'nin batı tarafını geçerek tekrar güneye yöneldi.

Güney Portekiz Bölgesi artık Portekiz'in güney ucunda ince bir üçgen oluşturuyor. Güney Portekiz Bölgesi'nde sadece Yukarı Devoniyen'den Karbonifer'e kadar olan kayalar bulunuyor. Geç Devoniyen ile temsil edilir filit ve kuvarsit yataklar kademeli yatak takımı. Tournaisian ve Aşağı Visean'dan gelen volkanik kayaçlar, manganez, çinko ve pirit cevherler. Bu, İber Pirit Kemeri. Bu deniz tabanının kalıntıları hidrotermal menfezler. Bölgenin çoğu, birkaç kilometre kalınlığındaki Geç Visean türbidit dizileri ile kaplıdır.

Pirit kuşağı alanındaki mayınlar şunları içerir: Neves-Corvo madeni Portekizde, Rio Tinto 2000 yıldır çıkarılmış olan Aguas Teñidas, Las Cruces madeni, Los Frailes.[4]

Via Havzası, Permiyen döneminde kuzeydoğu kenarında var olmuştur.[1]

İzinsiz girişler

Hersiniyen döngüsü sırasında, bazıları plütonlar yarımadada kuruldu. Gabbro kuzeybatıda ortaya çıktı Galicia Monte Castelo Gabbro olarak ve ayrıca Beja Portekizde. İki farklı tür granit meydana gelir. Biri orta kabuktan gelir ve yüksek feldispat ve düşük Kalsiyum ve diğer tür, manto magmalarıyla karıştırılmış alt kabuktan gelir ve bir kalkalkalin granittir.

Birinci tür granit, alt bölümlere ayrılmıştır. granodiyorit ve muskovit -biyotit lökogranit (iki mika granitler). Granodiyorit şu adreste bulunabilir: Finisterre, batı Salamanca, Zamora, Gredos, Aracena. İki mika lökogranit şu adreste bulunabilir: Friol, Porto-Viseu, Moncorvo-Vila Real, Vigo, Finisterre, Gil Ibarguchi, La Guardia ve ayrıca Salamanca yakınlarında. Granitlerin çoğu 318 Ma - 319 My arasındadır. Ama bazıları 340 Ma'dan.

Kalkalkalin granitleri iki kez sokuldu. Büyük olanı, granodiyorit ve adamelitten oluşur. tonalit, diyorit ve gabro. Batı Galiçya'da 316 My.

Daha genç kalkalkalin granitleri çoğunlukla iri kristallere sahiptir, biyotit ve hornblend granodiyoritler. Bunlar, iki mika granitinden daha geç girmiştir ve kuzey ve orta Portekiz'de yaygındır. Radyometrik yaş yaklaşık 300 My'dir. Bu karışık tip granitin bazı batolitleri Cabeza de Araya, Forgoselo, Ponferrada ve Boal, ve La Runa.[1]

Mesozoik

İber Yarımadası, Armorica (Kuzey Fransa) Geç Mesozoyik'ten önce. Erken Kretase'de Biscay Körfezi 126 milyon yıl önce açıldı ve 85 milyon yıl önce tamamlandı. Bu Biscay Abisal Ovası'nı yarattı ve yarımadayı Trevelyan Kayalıkları. Bu süre zarfında Iberia, Avrasya'ya göre saat yönünün tersine döndü. Bu, Ligurya Havzasının doğu tarafına dalmasına neden oldu. Bu, Betic nap yığınını oluşturdu. 85 milyon yıldan sonra İrlanda ile Atlantik Okyanusu açılışı başladı. Grönland. Bu, Biscay Körfezi'ni başarısız bir çatlak olarak bıraktı. Yeni Atlantik yayılması, Avrasya'nın saat yönünde, İberya'ya doğru dönmesine neden olarak, İberya'nın kuzey kenarının doğu tarafında, Pireneler.[5]

Geç zamanda Triyas ve Erken Jurassic İberya'nın batı sınırında genişleme ve geçimlik içeren iki yarılma aşaması vardı. Batı sınırını da genişletti. Portekiz ve İspanya'nın batı kıyısındaki İber Abyssal Ovası 126 milyon yıl önce oluşturdu. Bu ayrılmış Newfoundland 's Grand Banks Galica Bank ve Flemish Cap 118 milyonda bölünüyor. Erkenden Kretase Batı ve kuzeybatı kenarlarında 110 milyonluk çatlak oluşur.

Mesozoik'te, Geç Jura Afrika doğuya doğru hareket etmeye başladı ve Alp Tethys açıldı. Bununla ilgili geçim, doğuda derin çökeltilere ve bazı çökelti kalıntılarına neden oldu. açılır pencereler İspanya'nın orta kesimlerinde. Doğuda, biri Daha sonra olmak üzere iki çatlak oluştu. Permiyen Triyas'a ve ikincisi Geç Jura'dan Erken Kretase'ye kadar.

Güney tarafındaki karbonat ve kırıntılı çökeltiler, Triyas'ın sonlarında sığ suda bir şelf oluşturdu ve Lias zamanlar. Bu parçalanmıştı Toarcian kez (Erken Jura 190 Ma). Aktif yırtık 160 milyon yıl önce tamamlandı. Bundan sonra termal çökme Kretase'nin sonuna kadar meydana geldi. Bu süre zarfında yırtıklar Kuzey Amerika'yı Afrika'dan ayırarak bir dönüşüm bölgesi oluşturdu.[5]

İber havzası

İber yarımadası Mesozoyik havzalarından günümüzdeki tortular çıkmaktadır. Ayrıca, esas olarak etkinliği olan Messejana-Plasencia daykına da yer verildi. Jurassic.

İber Havzası İspanya'nın doğusundadır. Variscan temelinde Permiyen'den Geç Kretase'ye bir çatlak sistemi oluşmuştur. Kretase'nin sonunda havza 35 km gerildi.[6] Erken Neojen zamanlarında havza ters Alpin Zinciri oluşumunun bir parçası olan Pirene Orojenezinin bir sonucu olarak. Bu tersine dönme, İber Sıradağları adı verilen dağların oluşumuyla sonuçlandı. Rifting, aynı sedimantasyon modelini tekrarlayarak Mesozoik'te birkaç farklı zamanda meydana geldi.

Minas de Henarejos havzası Erken Permiyen. İç drenajı olan küçük bir kıtasal havzaydı.[7]

İlk olarak Geç Permiyen'den Geç Triyas'a kadar Aragon Kolu çökelleri çökelmiştir. Bunlar, tortul ve metasedimanter kayalardan türetilen kuvars açısından zengin kumtaşı erken katmanlarıyla başladı. Bu ilk katman 0.1 km kalınlığındaydı. Daha sonra yataklar plütonik kayalardan türetilmiş ve feldispat bakımından zengindir ve kil ile çimentolanmıştır. Bu erken birikintiler alüvyal ve gölseldi. Son olarak, havza deniz seviyesinin altındaydı ve sığ deniz karbonatları biriktirildi, ardından kıyı evaporitleri geldi. Bunların kalınlıkları, havza tabanının tektonik çöküntüleri ile belirlenmiş ve 1 ile 6 km arasında değişmektedir. Formasyonların isimleri Saksonya (Permiyenden Araviana Birimi), Buntsandstein (Tierga Birimi, Calcena Birimi, Trasobares Birimi), Muschelkalk (sığ kıyı deniz kireçli koşulları) ve Keuper (evaperitler) 'dir. Saksonya fasiyesi, kuvars konglomera üzerinde kumtaşı ve paleoziller. Kumtaşı neredeyse tamamen yuvarlak kuvars tanelerinden oluşur. Buradaki kaya parçaları şeyller ve çörtlerdir. Taneler çok sıkıştırılmış ve kuvars ile çimentolanmıştır. Buntsandstein, plütonik kayalardan büyük kristallerin yanı sıra şeyl ve çört parçalarına sahip kumtaşı içerir. Kuvars, feldispat ve bir miktar karbonat matrisi ile çimentolanmıştır. Potasyum felspar'ın varlığı, o sırada kurak koşulların yaygın olduğunu gösterir. Olenekian döneminde ortalama sıcaklık 30'lu yaşların altındaydı ve yağış miktarı yılda 180 mm'den azdı.[8]

Ayrıca İber Havzasının bir kısmı Kastilya Şubesidir. Buradaki oluşum Permiyen'den geliyor: Boniches, Alcotas, bir uyumsuzluk ve ardından Hoz de Gallo Conglomerate, bu Permiyen'in sonunu işaretleyen başka bir uyumsuzlukla kumtaşı ve silret ile örtülmüştür. Daha sonra Triyas'ta Chequilla Conglomerate, Rillo de Gallo Formation, Cañizar Sandstone Fm, Prados Fm, Eslida Fm, Marines Fm, Landete Fm, El Mas Fm, Canete Fm,[8]

İkinci olarak Cameros Havzası oluşturuldu ve Geç Jura'dan dolduruldu. Tithoniyen -e Berriasiyen ve Valanginian çok erken Albiyen. Bunlar altta alüvyon parçacıkları ve her döngünün üstüne doğru göl kireçtaşları ve marnlı döngüler halindedir. Kırıntıların kaynağı havzanın güney batısındaki İber Masifi idi. Bu havzadaki oluşumlar arasında Tera, Oncala, Urbion, Enciso, Olivan ve Escucha bulunur. Tithoniyen'deki kumtaşı çoğunlukla yuvarlak kuvars taneleri, ancak aynı zamanda karbonat kaya parçalarının% 14'üdür. Daha sonra Berrieasian zaman yatakları, çoğunlukla kuvars, ancak bir miktar albit içeren kumtaşıdır. Kuvars, polikristalin tanelerin% 35'ine sahiptir. Kil mineralleri ile çimentolanmıştır. Bu, esas olarak Variscan temelindeki düşük dereceli metamorfik kayaçlardan türetilmiştir. Valanginian kumtaşı, rüzgârla savrulan kuvars tanelerinden oluşur. Malzemenin kaynağı muhtemelen Jura tortul kayaçlarıydı (karbonatlar ve şeyller). Hauterivian'dan Albion'a kadar kumtaşları daha çok feldispatla karıştırılır. Kaolinit sıklıkla taneler arasındaki boşluğu doldurur.[9]

Mezozoik havzalar, İber Sıradağlarını oluşturmak için katlanmış ve itilmiştir. 30 km kısalma meydana geldi. Aralıklar kuzey batı - güney doğu eğilimindedir. Kuzeybatıda sıradağlar Duero Havzası altında gömülüdür. Sierra de Altomira, Tajo Havzası ile İber Sıradağlarından ayrılmış kuzey-güney yönelimli bir sıradadır. Bu, Triyastan evaporit yataklarından ayrılan bir bindirme tabakasından oluşuyordu.

Atlantik açılışı

Portekiz ve İspanya'nın Atlantik kıta kenarı benzersizdir.[kaynak belirtilmeli ] Kıtasal kabuk ile okyanus kabuğu arasındaki bölgede, 100 km genişliğinde bir mezardan çıkarılan kıtasal manto bölgesi vardır. Newfoundland'ı Iberia'dan ayıran yarık sırasında çok az vulkanizm vardı ve yarık magmadan mahrum kaldı. Bu, mantoyu kıtanın altından deniz tabanına yükselten hatalarla sonuçlandı. Aşırı genişlemiş yırtık, bu fenomenin adıdır. Manto kayası peridotit. Peridotit, kabuk materyallerinde tükenmiş, ancak daha sonra yeniden zenginleştirilmiş bir eriyikten oluşmuştur. plajiyoklaz feldispat. Manto kazımı iki aşamada gerçekleşti. İlk Valanginian -e Hauterivian (142-130 Ma) genişleme yılda yaklaşık 7 mm'de gerçekleşti. İkinci olarak Hauterivian'dan Albiyen (130–113 Ma) manto, yılda yaklaşık 13 mm'de çıkarıldı. Bundan sonra, astenosfer yüzeye nüfuz etti, okyanus ortası bir sırt oluştu ve normal okyanus kabuğu oluştu. 2–3 km daha sığ olan peridotit, derinlikte deniz suyunun değiştirmesi ile yeşil serpantine dönüştürülmüştür. Serpantinin çok yüzey kaplaması (40 m kalınlığında) daha sonra düşük sıcaklıkta deniz suyu muamelesi ile sarı serpantine dönüştürüldü.

Gorringe Bankası

Gorringe Bankası sırtın bir parçasıdır Azorlar-Cebelitarık fay bölgesi. Kuzeydoğu yönünde yaklaşık 60 km genişliğinde ve 180 km uzunluğundadır. İki yüksek deniz dağları var: Gettysburg Seamount 25 m derinliğe sahiptir ve Ormonde Seamount yüzeyin 65 m altındadır. Buradaki plaka sınırları 4 mm / y'de birleşiyor ve birbirini geçiyor. Üst manto ve okyanus kabuğu bu kıyı boyunca açığa çıkar. 77 My tarihli Ferrogabbro izinsiz girdi. Ayrıca 66 Ma'da Kanarya etkin noktası manto tüyü geçti ve alkali magmanın girmesine neden oldu. Kabuğun olduğu yerde çok incedir, böylece Moho deniz tabanına kadar geliyor. Tortu mantonun üzerindedir, bu nedenle bu kabuk olarak düşünülebilir. Beri Miyosen katlanma ve itme ile emilen okyanus kabuğunda kısalma olmuştur.

Tagus Abisal Ovası

Gorringe Bank'ın kuzeyinde Tagus Abisal Ovası. Doğuda Portekiz kıta sahanlığı, batıda ise Madeira Tore Yükselişi. Güneyde bir olistostrome, Gorringe Bank'tan bir toprak kaymasının kalıntıları kaotik çökeltilere neden oldu. Tagus Ovası'nın çoğunda kabuk 8 km, kuzeyde ise sadece 2 km kalınlığındadır. Kuzeybatı Estremadura Spur.

At Nalı Abisal Ovası

Gorringe Bank'ın güneyinde At Nalı Abisal Ovası. Bu ova güneyde Ampere ve Coral Patch Seamounts'a, batıda Madeira Tore Rise'a ve doğuda kıta yamacına kadar uzanır. Bu ovanın altındaki kabuk 15 km kalınlığındadır. Ovada kabuk kısalması, her birkaç kilometrede bir ters faylarla dengelenmiştir.

Cadiz Körfezi

Guadalquivir havzasının kıyıdan batıya doğru uzandığı yerde, Cadiz Körfezi. Orta Miyosen'de dağ inşası vardı, ardından Miyosen'den Pliyosen'e kadar uzanma vardı ve nihayet Pleistosen'de deniz tabanı tekrar sıkıştırıldı. Körfezde çamur volkanları deniz tabanında: Darwin Mud Volkanı, Mercator çamur volkanı ve Challenger Mud Volkanı.[10]

Lusitania Havzası

Lusitanian Havzası Haritası

Lusitania Havzası kısmen karada ve bir kısmı açıkta olmak üzere orta Portekiz sahili boyunca uzanır. Sinemuryen-Kalloviyen'de kalın karbonat tabakaları birikmiştir. 196 - 162 milyon yıl önce. Portekiz'in kuzey kıyıları açıklarında Porto Basin ayrıca kuzey-güney doğrultusunda uzamıştır. Bundan daha açık denizde ve ayrıca İspanya'nın batı kıyısının açıklarında Galiçya İç Havzası. Bu havzalar Geç Triyas (220 ila 195 milyon yıl önce). İspanya'nın batı kıyısı açıklarında denizin daha uzağındadır. Galiçya Bankası kıtasal kabuktan oluşan ve daha önce Flaman Şapkası. Galiçya Bankası kireçtaşı ve marn sığ suda biriktirilir. Tithoniyen yaş. Bu, dolomit ile kapatılmıştır. Berriasiyen yaş (143 milyon yıl önce).

Tithonian-Berriasian'dan (150 ila 140 milyon yıl önce) yarıkta karbonatların biriktiği sığ platformlar ve derinliklerde kum vardı. Valanginian-Hauterivian'dan (140 ila 130 milyon yıl önce) karbonat çimentolu tortular oluşmuştur. Nereden Valanginian –Hauterivian (130 - 94 milyon yıl önce) oksijen zayıftı ve oksijensiz altı dönem vardı (anoksik olaylar ). Turoniyen-Paleosenden (94 - 66 milyon yıl önce) oksijen yine mevcuttu ve tortular kırmızımsı veya çok renkliydi. Bazı bölgelerde güçlü akımlar vardı. Paleosen'de (66 - 59 milyon yıl önce) koyu siyah şeyller durgun sudaki oksijen eksikliğini gösterir. Nereden Tanesiyen Oligosen'e (59 - 34 milyon yıl önce) ve günümüze kadar kireçli ve silisli çökeltiler serilir. Güçlü bir derin su sirkülasyonu başladı 34 milyon yıl önce ve şimdiye kadar devam ediyor.[11]

Okyanustaki anoksik olaylara Bonarelli olayı (OAE2 at 93.5 milyon yıl önce) (Karayipler'deki volkanik patlamaların neden olduğu), Orta Senomani Olayı 96 milyon yıl önce ve OAE 1b, OAE 1c ve OAE 1d Arnavutça'da (yaklaşık 100 ila 112 milyon yıl önce). Siyah şeyllerdeki karbon karadan ve okyanuslardan geliyor gibi görünüyor ve bu dönemlerde nitrojen fiksasyonu da yüksekti.

Lusitanian Havzası fosiller bakımından çok zengindir, çoğunlukla deniz omurgasızları[12] ve omurgalılar, dinozor kemikleri ve izleri dahil.[13]

Hareket

Avrupa ve İberya arasında 170'den 120 milyona kadar 200 km'den fazla sol yanal kayma meydana geldi. 120 ila 83 milyon 115 km Sardinya ve Korsika bölgesinde yakınsama. 83 milyonda Avrupa ile yakınsama, 67.7 milyon yıla kadar Avrupa'ya göre hareket etmeyi bıraktı. Eosen 55-46 My'da sağ yanal kayma vardı. Sonra Eosene kadar tekrar Oligosen başlarına kadar yakınsama.[14]

İspanyol Merkezi Sistemi

Merkezi Sistem jeolojik bölümü.

İspanyol Merkezi Sistemi, Tajo ve Duero havzalarını ayıran bir dağ silsilesidir. Sierra de Gredos ve Sierra de Guadarrama adlandırılmış aralıkları içerir. Arazi, Alpin Orojenezinin bir sonucu olarak sıkıştırılmış ve yükseltilmiştir.[15]

Pireneler

Pico del Aneto, Pirenelerin en yüksek dağı
Ana makale: Pirenelerin Jeolojisi

Pireneler olarak kuruldu İber Tabağı Avrupa levhasına çarptı, kısmen battı. İlk sıkıştırma başladı Santoniyen inceltilmiş kabuk ile kez. Batıdaki kabuk daha sonra battı. Güneye doğru olan bindirmeler, Mezozoyik havzalarının ters dönmesine neden oldu. Orta Pireneler batıda daha küçük miktarlarla en büyük kısalmaya sahipti. Kısalma 40 My boyunca devam etti. 1 km derinliğe kadar birkaç Permiyen tortul havzası var. Bunlar gri silttaşı, kömür ve volkaniklerle başlar ve kırmızı silttaşı, kumtaşı ve çakıltaşı ile kaplanır. Kretase'nin sonunda İberya ve Fransa arasında yaklaşık 150 km'lik bir ayrım vardı.

Gavarine Baskı Levhası:

  • Jaca Basin: (yakınında Jaca ) - Eosen
  • Ainsa Havzası: kuzeyi Ainsa - Eosen (Sobrarbe Oluşumu bir delta fasiyesine karşılık gelen, Escanilla oluşumu deltaikten alüvyon fasiyesine geçiş ve Meslektaş Oluşumu alüvyon yelpazesi birikintilerinden oluşur.
  • Tremp-Graus Havzası: Tremp'ten Graus'a - Eosen
  • Ager Havzası - Alt Senozoik

Betikler

İber Yarımadası'ndaki ana yapıların tektonik haritası
Cebelitarık Kayası bir monolitik kireçtaşı burnu Jura döneminde yaklaşık 200 milyon yıl önce yaratılmış ve Betic Orojenezi sırasında yükselmiştir.

Betic Cordillera güney ve güneydoğu İspanya'da ENE yönünde yönlendirilmiş bir dağ silsilesidir. Uzanıyor Cádiz Körfezi için Cabo de la Nao.

Betic Cordillera, dünyanın karmaşık bir etkileşiminin sonucu olarak Afrika Tabağı Iberia ile. It consists of four parts, the internal Betics along the coast, the external Betics inland, the fliş units in the far south of Spain (and Cebelitarık ), and the foreland basin: the Guadalquivir River Basin. Formation happened with 250 km of north–south convergence from mid-Oligocene to late Miocene. From 50 km West North West convergence.

The Betics are part of the Gibraltar Arc ayrıca şunları da içerir: Rif içinde Fas.

Sırasında Triyas ve Jurassic times the Betic and Maghrebian margins were opposite each other.

The Internal Betics or Alboran Crustal Domain are found along the coast. They are metamorphosed basement rocks from prior to the Miocene. Three thrusts make up these mountains (first Nevado–Filábride was buried 50 to 70 km deep, then Alpujárride, and lastly Maláguide). The crust was substantially thickened and the lower thrust was high pressure metamorphosed. Within the Internal Betics there are many depressions that have created basins that have filled with sediments. They are called the Betic Neogene Basins, and some are forming even now.

The Maláguide thrust sheet contains rocks from Silurian to Oligocene. Although the Silurian rocks were deformed in the Variscan Orogeny, the rocks in this sheet have only low grade metamorphism. It can be found north and east of Málaga and in a strip along the border between the internal and external Betics. The rocks in the Maláguide thrust sheet include phyllite, metagreywacke, limestone, meta-çakıltaşı. The Devonian and Early Carboniferous is represented by gray slates and conglomerate, with smaller amounts of limestone, chert, and radiolarite. There are some Permian to Triassic red beds, starting with conglomerate and thinning to sandstone and lutite.

The Alpujárride Thrust Sheet spreads from western Málaga province to Cartagena in the east. This layer has been more metamorphosed than the Maláguide thrust sheet. It was buried from 35 to 50 km deep. At its base is mica schist, with some gneiss and migmatite formed from sediments older than the Permian. Above this is a bluish grey schist from the Permian, and the next layer is carbonate from the Middle to Late Triassic. Above this is a black mica schist, and the top layers are a brown coloured metapelite and a quartzite.

The Triassic Mesozoic to Miocene deposits form the External Betics. Subbetic zone with deeper water deposits is in the southeast and the Prebetic zone to the northwest contains shallow water deposits. Campo de Gibraltar Unit is a prism accreted from terrigenous deposits formed in the Oligocene.

The Fortuna Basin makes up the Eastern Betics. It is from Tortonian to Pliocene (younger than 11.6 Ma). The basin floor subsided rapidly at first. It started filling with marine sediments as it was connected with the Mediterranean Sea. Later it became isolated and evaporites started to appear. These were then covered with continental sediments by late Tortonian 7.2 Ma. The basin became isolated as the edges were tectonically raised. During the Messinian to lower Pliocene 7.2–3.6 Ma the basin floor was lowered another 1 km and continental sediments filled it. During the Pliocene the basin was compressed, sheared and uplifted.[16]

Ronda Peridotites outcrop in the western Internal Betics in the Alpujárride thrust sheet. These have been partly serpentonized. The variety of peridotite is Iherzolite. These were intruded at a pressure of 1 gigapaskal (GPa). Beneath the Ronda Peridotites is an eclogite formed at a pressure of 1.5 GPa. Two massifs, Sierra Bermeja and Sierra Alpujata have been rotated by 40° to the west since their solidification, as has the western External Betics.[17]

The Nevado–Filábride Thrust Sheet was buried 50 to 70 km deep. It contains rocks originally from the Paleozoic to the Cretaceous. It has undergone high pressure low temperature metamorphism. It consists of three units. The Ragua Unit consists of albite and graphite containing mica schist, and quartzite. The Calar Alto Unit has chloritoid and graphite containing mica schist, from the Paleozoic, light coloured Permo-Triassic schist, and marble from the Triassic, which have been metamorphosed to upper greenschist level at up to 450 °C. The Bédar-Macael Unit was metamorphosed to the amphibolite level, and contains marble, serpentinite, and tourmaline gneiss, as well as the more common schist. This unit was heated to 550 °C.[18]

At the west end of the Betics lies the Guadalquivir Basin. It unconformably overlies the South Portugal Zone, Ossa Morena Zone and Central Iberian Zone. It contains Neogene to Quaternary aged material.

The Betics were compressed about 300 km in the Cenozoic.

In Late Miocene a sill (land bridge) formed in the Gibraltar arc, disconnecting the Mediterranean from the Atlantic Ocean several times. This caused the evaporation of the Mediterranean Sea.[19]

Cebelitarık Kayası is a monolithic limestone promontory. The rock was created during the Jurassic period some 200 million years ago and uplifted during the Betic Orogeny.

Alboran denizi

The Alboran Basin south of Spain and Gibraltar formed in the early Miocene by extending and thinning continental crust to only 12 or 15 km thick. It is still filling with sediment to this day beneath the Alboran denizi. So far 8 km of sediments have accumulated. The Alboran sea has numerous areas on its floor formed from volcanic flows. This includes the Alboran Island halfway across the sea.[20] During the Pliocene and Pleistocene volcanism continued.

Trans Alboran Shear Zone

The Trans Alboran Shear Zone is a 35° (north east) trending fault zone extending from Alicante in Spain, along the coast of Murcia through the Betic range, across the Alboran denizi için Tidiquin Mountains içinde Fas. This zone shows itself with depremler. The south east side is moving north east, and the north west side is moving south west.

Balear Adaları

The Balearic Islands are on a raised platform called the Balearic Promontory.

Majorca:

Minorca:

  • Saxonian Facies = Asa Formation — Permian period, Lopingian epoch: 260–251 Ma
  • Konglomera[açıklama gerekli ] — Triassic period, Olenekian stage, Smithian substage: 249 Ma
  • Buntsandstein — Triassic period, Olenekian and Anisian stages: 248–237 Ma
  • Muschelkalk — Triassic period, Ladinian stage: 237–238 Ma

The southern margin consists of a narrow shelf where carbonates are deposited. Sediments spill over the ledge. South of Cabrera Island between Formentera and Cabrera islands is a small volcanic province with a few dozen outlets. The slope to the south of the shelf is the Emile-Baudot escarpment. It only has one canyon, the Menorca Canyon, with Menorca Fan at its base.[20] The crust in the Balearic Promontory is 25 km thick. The lithosphere is only 30 km and there is a low seismic velocity asthenosphere below.

In Menorca there are extensive outcrops of the Variscan basement. In the Triassic deposits similar to those in Germany were formed. In the early Jurassic it was covered with shallow sea water and limestone formed. From Middle to Late in the Jurassic marl and limestone formed in deep water. In the Cretaceous marl and shallow water limestone was formed. From the Late Cretaceous to the Paleogene there were few deposits. From the Eocene there is some shallow water limestone in the southeast. During the Eocene to early Oligocene, the island of Sardunya was located northeast of the Balearic Promontory (Menorca). Sardinia and Corsica rotated away from 19 to 15 Ma. From the Oligocene there is some conglomerate.

Orogeny (mountain building) started again during the Neogene. As the ground was deformed conglomerate, calcareous sandstone, limestone, and calcareous turbidites appeared. During the orogeny from Late Oligocene to Middle Miocene the ground was shortened (compressed) by 50%. On the southeast of Majorca overturned folds were produced in the Late Oligocene to Langhian. In the Middle and Late Miocene (mostly Serravallian) the ground was stretched (extended) and faults formed and created basins. In the Late Miocene they filled with water and sediment. After the orogeny, limestone marl and calcareous sandstone were added. Later in the Pliocene till now contraction has taken place again.

From the Early Miocene there are two volcanoes of calc-alkaline volcanics.

South of the Balearics there is the Algerian Basin floored by oceanic style crust from 4 to 6 km and a moho less than 15 km deep. The floor of this basin is 0.5 km of Pliocene to Quaternary sediments overlying the Messinian evaporites 1.2 km thick, which from diapirs into the sediments.[21]

Senozoik

Compression conditions were experienced spreading to the west along the northern margin of Iberia. This caused narrowing of the Bay of Biscay, with subduction of the bay floor happening forming the Cantabrian Dağları, starting at the very end of Kretase and into early Eosen. The subduction ceased at 54 Ma.

Stress from the northeast edge of Spain's collision with Eurasia affected the interior, raising the Iberian Basin to form the Iberian Chain mountain range, north east of the centre. The Azores–Gibraltar transform zone activated at about 30 Ma. This zone appears as a ridge on the Atlantic Ocean floor, and is apparent even today as an earthquake zone. Africa moved eastwards with respect to Iberia and Eurasia. This opened up the Valencia Trough and the Balearic Basin. Extension in this south east side of Iberia spread from southern France. The spreading reached and formed the Alborian Basin between 23 and 20 Ma.

Africa converged towards Eurasia, and the direction changed from north north west to north west in the Tortoniyen. This change in compression formed the Baetic Cordillera on the Mediterranean coast in the Middle Miyosen. Basins were inverted and raised up in the Iberian Central System, and also the Alboran Basin. The crust still continues to fold in these areas since the Pliyosen. Some coastal areas have been uplifted hundreds of meters in the Pliocene. Also new shear zones appeared in the Alboran Basin.[5]

The Ninyerola Gypsum unit is fifteen kilometres south of Valencia. It consists of layers of gypsum and marl and limestone. Nodules of gypsum from this formation have been used as alabaster for carving sculptures. This was deposited from a freshwater lake, high in sulphates but low in chlorides.

Iberian Cenozoic sedimentary basins

The Duero Basin in northwest Spain is the largest Cenozoic basin in Iberia. Oligocene and Miocene continental deposits are up to 2.5 km thick. It is bounded by the central system to the south, the Iberian range to the east, and the Cantabrian Mountains to the northeast. The Cantabrian Mountains are the main source of the sediments in this basin. The Duero River started to drain the basin 9.6 Ma by connecting it the Atlantic Ocean. Gold was mined in Roman times in the basin. Las Medulas is the most famous mine. Greasy wool was used to trap gold flakes washing past from the alluvial deposits. North of Ribón is another 2000-year-old altın madeni.

Two Eocene basins in Portugal are the Mondego and Lower Tagus basins which are elongated in the southwest direction. Simultaneous with the formation of these grabens the Algarve Basin was uplifted. In the Miocene the Lusitanian Basin was compressed, and the Portuguese Central Range and Western Mountains were formed. These too trend south west. The mountains also form piedmont or fore-deep basins. Faults developed aligned south-southwest. These faults developed some pull-apart basins.

In the Late Pliocene (2.6 Ma) there was increased uplifting and previously deposited sediments were incised by erosion. The coast of Portugal has been rising at about 0.1 mm per year since then.[22]

Ebro Havzası

The Ebro Basin formed as a downwarp at the same time as the Pyrenees. From 55 to 37 Ma the basin was below sea level and filled with marine sediments. In the mid to late Eocene evaporites were formed as the sea dried up forming the Cardona Evaporites. It became a continental basin, until the end of the Oligocene. From Oligocene to Miocene the area was covered in an kapalı havza göl[23] trapping the eroded rocks of the surrounding mountain ranges: Pireneler, Iberian Range, ve Catalan Coastal Range. From late Miocene the Ebro Nehri drained this basin flowing to the Mediterranean.

Tajo Basin

The Tajo Basin received continental deposits from the end of Oligocene to the end of Miocene This basin is drained by the Tajo River to the Atlantic past Lizbon.

The As Pontes Basin in the far northwest of Iberia filled with alluvium and lacustrine deposits from late Oligocene to early Miocene.

Catalan Coastal Ranges

The Catalan Coastal Ranges were formed in the Eocene with compression, contributing to the closure of the Ebro Havzası.[23] Later in the Oligocene and Miocene extension occurred as the Valencia trough was opened up. The whole crust in the area was bent into a monocline. The mountains have a north east – south west trend, at an oblique angle to the original basin.

Volkanlar

Volcanoes along the Mediterranean margin formed due to mantle lithospheric thinning.The Levante field is at the south west end of the Valencia trough. Volcanoes are from 8 to 1 Ma. The north east volcanic province at the east end of the Pyrenees, dates from 14 Ma to 11,000 years ago. Volcanoes first formed in the Empordà Basin, then in the La Selva Basin and finally in the Cerdanya Basin. Almeria and Murcia have alkaline volcanoes.[6]

Kuaterner

Valencia Trough

The Valencia Trough lies between the Mediterranean north east coast of Spain, near Barcelona, ve Balear Adaları. This is a northeast to southwest oriented depression between the kıta yamacı of the Iberian Peninsula and the slope off the shelf around the Balearic Islands. This originally opened between Late Oligosen ve erken Miyosen, at the same time as the Provençal Basin. The continental shelf off the Katalanca coast is from six to 30 km wide. Several V-shaped canyons cut deeply into the shelf, among them the Foix, Besós, Arenys, La Fonda, and Creus Canyons. The Ebro margin, a shallow coastal shelf, is fed by the Ebro Nehri, The shelf here is 70 km wide. The shelves on the Balearic margin are under 20 km wide; they have a low influx of sediments, and instead are dominated by carbonates.

At the base of the Valencia Trough is the Valencia Channel, This is a gully that carries sediment to the north east to the Provençal Basin.

The Valencia Trough consists of extended continental crust. At the deepest point the Mohorovičić süreksizliği ("Moho") is only 8 km deep, whereas under the mainland it is 32 km down. Beneath the Balearics the depth rises back to 23–25 km. Other points under the Valencia Trough axis have a Moho at 15 to 10 km down. The lithosphere is only 50 to 80 km thick, and the mantle has an abnormally low speed of transmitted sound.

The crust in the trough went through a history similar to that of the mainland. It was compressed in the Variscan Orogeny, extended in the Mesozoic so that resulting basins filled with sediment, compressed back and lifted up in the Cretaceous, then eroded. In the Eocene and late Oligocene there were a couple of basins filled with terrestrial deposits.

In the uppermost Oligocene and lower Miocene rifting started, and continental deposits were made. followed by marine deposits on a shallow shelf. During this period the trough grew by extension to its present dimensions. In the middle and Upper Miocene clastic sediments were deposited under sea water. Then the level of the Mediterranean drastically dropped due to evaporation. Bu sırada Messiniyen tuzluluk krizi gullies were cut deeply into the sediments exposed to the atmosphere, and Messinian salt deposits were encrusted onto the deeper parts. In the Pliocene and Holocene deltas were formed over the shallow parts and deep sea fans in the deeper parts.[21]

The slopes around the trough have been affected by many underwater landslides. Mostly these are small, under 100 km2 bölgede. The so-called "Big '95" debris flow, is a large landslide off the coast from Castellón de la Plana, beyond the Columbretes Adaları. This slide covers 2200 km2, containing 26 km3, or 50 gigatonnes of sediment. It is 110 km long, has an average thickness of 13 m, ranging from 600 m, to 1800 m below sea level. Bir karbon 14 date indicates the slide occurred before 9500 BC. It is believed to have been triggered by a volcanic dome, the same one that raised the Columbretes Islands above sea level.[24]

Balearic Abyssal Plain

The Balearic Abyssal Plain lies to the east of the Balear Adaları. A large undersea slip deposit of unknown origin called the Balearic megatürbidit covers 77,000 km2, and contains 600 km3 of sediment, at 10 m thick. The slip happened at the last low stand.

Pleistosen

There are raised sandy or pebbly beaches along the coasts which have been partially cemented. These have been dated to 53,700 to 75,800 years old.[25] Torca del Carlista has the largest cavern (La Grand Sala del GEV) in Europe. İçinde bulunur Bask Ülkesi. It has an area of 76,620 square meters, with dimensions of 245 by 520 meters.[26]

Paleontoloji

Concavenator corcovatus dinosaur fossil from Las Hoyas, Spain

Iberia is quite a rich region for paleontology, mainly Mesozoic and Miocene. Several important dinosaur localities are known in Portugal and Spain. In Portugal, the Lourinhã Formasyonu is one of the richer Mesozoic units, mainly for dinosaurs and mammals. A bizarre dinosaur was discovered in Las Hoyas içinde Cuenca, İspanya. The original animal was 6 meters long, had a hump and had feathers. The fossil dates from the Barremian stage of the Late Cretaceous and is called Concavenator corcovatus.[27] Boğa burcu riodevensis, a truly giant dinosaur that lived between the Upper Jurassic and Lower Cretaceous, was also found in Riodeva içinde Teruel İspanya. The animal was 37 meters long and weighed 40–48 tons.[28]

The most recent remains of Neandertaller -dan bilinmektedir Cueva Antón.[29]

Geophysical measurements

The crustal thickness is 30 to 35 km through most of Iberia, but thins to 28 km on the west coast. However mountainous areas are thicker. The crustal depth in the Iberian Massif is 30 to 35 km. The western Betics have crust 39 km thick and in three layers whereas the eastern Betics have a crust of 23 km thick in two layers.Along the coast near the Betics the crust is 23 to 25 km thick. Betic lithosphere (crust and solid mantle) is 100 to 110 km thick. Under the Alboran Sea the crust is 16 km thick. Alboran lithosphere is 40 km thick.

The Tajo and Duero basins are elevated and yet show a negative Bouguer anomaly. This is likely due to a less dense crust. In the Ossa Moena zone and South Portuguese Zone there is a positive Bouguer anomaly, due to higher crustal density. Along the Mediterranean coast there is a positive Bouguer anomaly due to lithosphere thinned to less than 75 km.

The force exerted by the sırt itme from the Atlantic sea floor is 3.0 TN/m (1012 Newton'lar per meter); 54 Ma the force was lower at 2 TN/m.

GPS stations measure the slow movements due to continental drift and tectonic movements:

GAIAVila Nova de Gaia
CASCCascais
OALNObservatório Astronómico de Lisboa Norte
OALSObservatório Astronómico de Lisboa Sul
LAGOLagos
SFERSan Fernando
VILLVilla Franca del Campo
MADRMadrid

Heat flow 60–70 mW/m2 on Iberian Massif and in the Betics with 100–120 mW/m2 in the Alboran Sea where the lithosphere is thinner. A low heat flow of 40 mW/m2 is in the far south of Portugal.

Ekonomik jeoloji

Madencilik

Zinober (mercury ore) from Almadén, Spain
Roman mining tools from Portmán

Mining has a long history in Spain. Copper mining has taken place at Rio Tinto for 5,000 years.[30] The world's largest deposit of Merkür bulunduğu Almaden, Spain, which has produced 250,000 tons.[31]

Mines at La Unión, Murcia produced lead, iron, silver, and zinc since Roman times but closed in 1991 due to depletion.[32] Lead mines at Castulo near Linares, Jaén operated from ancient times until 1991. This is a part of the Linares–La Carolina mining district, where in the Bronze Age copper was mined. Roman mines operated at Arrayanes, La Cruz, ve El Centenillo ve Salas de Galiarda içinde Sierra Morena.[33][34]

Geohazards

Great Lisbon earthquake of 1 November 1755 was one of the most destructive earthquakes in history, killing around 100,000 people. 1969 Portekiz depremi was much less severe; 13 people were killed in Morocco and Portugal.

Global Boundary Stratotype Sections and Points

Birkaç Global Boundary Stratotype Sections and Points are defined in the Iberian Peninsula.

DönemSahneAge (mya)DurumGSSP locationDefining markersGeographic CoordinatesReferanslar
EosenLütesiyen47.8
GSSP Golden Spike.svg
Gorrondatxe sea-cliff section,

Western Pyrenees, Bask Ülkesi, İspanya

43°22′47″N 3°00′51″W / 43.3796°N 3.0143°W / 43.3796; -3.0143[35]
PaleosenTanesiyen59.2
GSSP Golden Spike.svg
Zumaia Section,

Bask Ülkesi, İspanya

  • Magnetic: Base of magnetic polarity kronozon C26n.
43 ° 17′59″ K 2°15′39″W / 43.2996°N 2.2609°W / 43.2996; -2.2609[36]
PaleosenSelandian61.6
GSSP Golden Spike.svg
Zumaia Section,

Bask Ülkesi, İspanya

  • Chemical: Onset of sea-level drop and carbon isotope shift.
  • Magnetic: 30 precession cycles after the top of magnetic polarity Kron 27n
43°17′57″N 2°15′40″W / 43.2992°N 2.2610°W / 43.2992; -2.2610[36]
KretaseSantoniyen86.3Candidate section:–[37]
KretaseBarremiyen129.4Candidate section:––
KretaseValanginian139.8Candidates section:––
JurassicBajocian170.3
GSSP Golden Spike.svg
Cabo Mondego, Portekiz40°11′57″N 8°54′15″W / 40.1992°N 8.9042°W / 40.1992; -8.9042[38]
JurassicAaleniyen174.1
GSSP Golden Spike.svg
Fuentelsaz, İspanya41°10′15″N 1°50′00″W / 41.1708°N 1.8333°W / 41.1708; -1.8333[39]
JurassicToarcian182.7Peniche, Portekiz––

Jeoloji tarihi

ispanya

Title page of Aparato para la Historia Natural Española

In the 17th century doktor Alfonso Limón Montero [es ] okudu buharlaşma of water from rivers and springs in Spain and proposed a model of the Water Cycle.[40] However it was only in the 18th century that treatises on geology were published.[41] In the year 1754 José Torrubia yayınlanan Aparato para la Historia Natural Española [es ] considered the first treatise written in Spanish defending the thesis of the universal flood[42] and drawing fossils from the Iberian Peninsula and elsewhere.[43] In 1771, King Carlos III founded the Real Gabinete de Historia Natural de Madrid [es ] (Royal Chamber of Natural History of Madrid) Guillermo Bowles yardımıyla Nicolás de Azara, yayınlanan Introducción a la Historia Natural y a la Geografía Física de España (Introduction to the Natural History and Physical Geography of Spain) a work which collected data on geological sites, rocks and minerals he collected in his travels around the peninsula.[41][44] Between 1797 and 1798 the German Christian Herrgen [de ] translated the work of Johann Friedrich Wilhelm Widenmann [de ], Orictognosia into Spanish. Because of the prestige acquired by the translation, King Carlos IV named him editor of Anales de Historia Natural (Doğa Tarihi Yıllıkları), a publication that commenced in 1799.[45]

Agustín Yáñez y Girona first used the term geology in his 1819 work called Descripción origlognóstica y geológica de la montaña de Montjuich.[41] Hükümdarlığı altında Fernando VII the Mining Act of 1825 was enacted, which regulated private mining companies.[46] In 1834 Guillermo Schulz produced the first geological map in Spain, a 1:400 000 scale map of the area of Galicia.[47]

the first geological map of Spain drawn by Joaquín Ezquerra del Bayo

Charles Lyell visited Spain in the summer of 1830 and also in the winter of 1853. Lyell's visit to the Pyrenees led him to study the orogeny that produced the mountain chain. He discovered that they had formed over a long period of time, and not the result of a single large felaket, as was previously believed. This led to Lyell's concept of geological history being developed. Onun kitabı Elements of Geology from 1830 to 1833, was translated into Spanish by Ezquerra del Bayo in 1847. This was used as a textbook, as it was the first modern geology text available for the general public in Spain. This spread Lyell's ideas and terminology.[48]

Ezquerra del Bayo created the first geological map of Spain in 1850[48] Joaquin Ezquerra del Bayo founded the Comisión para la Carta Geológica de Madrid y General del Reino in 1849. In 1850 this renamed to Comisión del Mapa Geológico de España. The organisation is now called Instituto Geológico y Minero de España.[49] Its purpose was to publish books and maps of Spain.[50] Guillermo Schulz drew a high quality map of the geology of the Asturias. This was followed by del Bayo's map of Spain and then Moritz Willkomm's geology map of the entire Iberian Peninsula.[51]

Madrid Üniversitesi first offered a subject called "Geology and Paleontology" in 1854 when Juan Vilanova y Piera took up the chair of Geology and Paleontology.[52]

Real Sociedad Española de Historia Natural (Royal Spanish Society of Natural History) was established in 1871.[53] Miguel Colmeiro y Penido was the organisation's first president.[54] Comisión del Mapa Geológico de España went into a decline until 1873 when Manuel Fernández de Castro issued a decree to refound the commission and to start studying geology again.[55] Between 1875 and 1891 Lucas Mallada y Pueyo published a bulletin called Boletín Geológico y Minero that listed fossils found in Spain. In 1892 he published the General Catalogue of fossil species found in Spain.[56] In 1882, the Museu de Geologia (aka the Museu Martorell) was opened in Barcelona.

The 14th Uluslararası Jeoloji Kongresi was held in Madrid in 1926.[57] The Spanish Civil War and its aftermath marked a decline in the study of geology in Spain.[41]

In 1972 the MAGNA plan was created to produce 1:50000 scale maps of Spain (this work began in Portugal in 1952).[41][58]

Between 1986 and 1987 a Spanish-French collaboration called ECORS-Pirineos made a seismic vertical reflection profile 250 km long through the Pyrenees.[59] By 2000 there were six seismic profiles through the Pyrenees which provided a wealth of information of the thickness of the crust and the internal structure of the orogen.[60]

Portekiz

Between 1852 and 1857, Carlos Ribeiro made a geological map at 1:480 000 scale of the Portuguese region between the Douro ve Tagus rivers and did geological work in Alentejo.[61] Portugal started the Comissão Geológica do Reino in 1857. It was directed by Carlos Ribeiro and Pereira da Costa.[62] Ribeiro with Nery Delgado, published the first geological map of Portugal, at a scale of 1:500 000. This was reissued and updated in 1899 by the Swiss geologist Paul Choffat.[63]

During World War II, the French government employed Georges Zbyszewski to document Portuguese mineral deposits, especially tungsten.[64] In the following years Zbyszewski published about 300 papers on geology and produced five 1:50 000 scale geological maps.[64] Museu Geológico in Lisbon is part of the National Laboratory of Energy and Geology. It contains specimens dating back to 1859 collected by Carlos Ribeiro, Nery Delgado, Paul Choffat ve diğerleri.[65]

Referanslar

  1. ^ a b c d e f g h M. Julivert; F. J. Martinez; A. Ribeiro (1980). "The Iberian segment of the European Hercynian foldbelt". Geology of Europe from Precambrian to the post-Hercynian sedimentary basins. Bureau de Recherches Gélogiques et Minières Société Géologique du Nord. pp. 132–158.
  2. ^ Funez, SL; Marcos, A. (2001). "The Malpica-Lamego Line: a Major Crustal-scale Shear Zone in the Variscan Belt of Iberia". Yapısal Jeoloji Dergisi. 23 (6–7): 1015–1030. Bibcode:2001JSG....23.1015L. doi:10.1016/S0191-8141(00)00173-5.
  3. ^ a b Antonio Ribeiro; David Sanderson (1996). "SW-IBERIA: Transpressional Orogeny in the Variscides". In David G. Gee; H. J. Zeyen (eds.). Lithosphere. Dynamics: Origin and Evolution of Continents. Uppsala: EUROPROBE. pp. 90–98. ISBN  9782903148911.
  4. ^ Mac McGuire (2002). "Field Excursion to the Iberian Peninsula". DGS Newsletter. Alındı 6 Aralık 2015.
  5. ^ a b c Bernd Andeweg (2002). Cenozoic tectonic evolution of the Iberian Peninsula, causes and effects of changing stress fields (Tez). Vrije Universiteit Amsterdam.
  6. ^ a b Jaume Vergés; Manel Fernàndex (2006). "Ranges and basins in the Iberian Peninsula: their contribution to the present topography". Geological Society of London Memoirs. 32: 223–234. doi:10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.13. S2CID  129273713.
  7. ^ A. Arche; J. López-Gómez; J. Broutin (2007). "The Minas de Henarejos basin (Iberian Ranges, Central Spain): precursor of the Mesozoic rifting or a relict of the late Variscan orogeny? New sedimentological, structural and biostratigraphic data" (PDF). İber Jeolojisi Dergisi. 33 (2): 237–248. Arşivlenen orijinal (PDF) 2008-12-17'de.
  8. ^ a b S. Bourquin; M. Durand; J. B. Diez; J. Broutin; F. Fluteau (2007). "The Permian-Triassic boundary and lower Triassic sedimentation in western European basins: an overview" (PDF). İber Jeolojisi Dergisi. 33 (2): 221–236. Arşivlenen orijinal (PDF) 2008-10-31 tarihinde.
  9. ^ J. Arribas; M. Ochoa; R. Mas; Mª E. Arribas; L. González-Acebrón (2007). "Sandstone petrofacies in the northwestern sector of the Iberian Basin" (PDF). İber Jeolojisi Dergisi. 33 (2): 191–206. Arşivlenen orijinal (PDF) 2008-12-17'de.
  10. ^ "Appendix A Tectonics of the Azores-Gibraltar fault zone" (PDF). pp. 81–85. Arşivlenen orijinal (PDF) on 2007-02-06.
  11. ^ Brian E. Tucholke; Jean-Claude Sibuet (2007). "Leg 210 synthesis: Tectonic, Magmatic, And Sedimentary Evolution Of The Newfoundland-Iberia Rift". Okyanus Sondaj Programının Bildirileri, Bilimsel Sonuçlar. Okyanus Sondaj Programının Bildirileri. 210. doi:10.2973/odp.proc.sr.210.101.2007.
  12. ^ Pereira, B. C.; Benton M. J.; Ruta M.; O. Mateus (2015). "Mesozoic echinoid diversity in Portugal: Investigating fossil record quality and environmental constraints on a regional scale". Paleocoğrafya, Paleoklimatoloji, Paleoekoloji. 424: 132–146. doi:10.1016/j.palaeo.2015.02.014.
  13. ^ Jesper Milàn; Per Christiansen; Octavio Mateus (18 July 2005). "A three-dimensionally preserved sauropod manus impression from the Upper Jurassic of Portugal: implications for sauropod manus shape and locomotor mechanics" (PDF). Kaupia. 14: 47–52.
  14. ^ Gideon Rosenbaum; Gordon S. Lister; Cécile Duboz (2002). "Relative motions of Africa, Iberia and Europe during Alpine orogeny". Tectonophysics. 359 (1): 117–129. Bibcode:2002Tectp.359..117R. doi:10.1016/S0040-1951(02)00442-0.[Gideon_Rosenbaum_Rosenbaum_2002.pdf] available from ScienceDirect or ResearchGate
  15. ^ J. Álvarez; K. R. McClay; Gerado de Vicente (2005). "Intraplate mountain building in Iberia: Insights from scaled physical models" (PDF). Jeofizik Araştırma Özetleri. Alındı 6 Aralık 2015.
  16. ^ M. Garcés; Walt Krijgsman; J. Augusti. "Late Neogene Chronology and Tectonosedimentary Evolution of the Fortuna Basin (Eastern Betics)". Geo-Temas. 2: 81–85.
  17. ^ V. Villasante-Marcos; M.L. Osete; F. Gervilla; V. García-Dueñas (18 December 2003). "Palaeomagnetic Study Of The Ronda Peridotites (Betic Cordillera, Southern Spain)". Tectonophysics. 377 (1–2): 119–141. Bibcode:2003Tectp.377..119V. doi:10.1016/j.tecto.2003.08.023.
  18. ^ F. M. Alonso-Chaves; J. Soto; M. Orozco; A. A. Kilias; M. D. Tranos (2004). "Tectonic Evolution Of The Betic Cordillera: An Overview" (PDF). Yunanistan Jeoloji Derneği Bülteni. XXXVI.
  19. ^ Krijgsman, W.; Garcés, M.; Hilgen, F.J.; Sierro, F.J. "Late Miocene Evaporite Deposition In The Mediterranean Area: Chronology, Causes And Consequences". Jeofizik Araştırma Özetleri. 2: 2000.
  20. ^ a b Dr Manuel Fernandez Ortiga. "Imaging The Western Mediterranean Margins: A Key Target To Understand The Interaction Between Deep And Shallow Processes". Alındı 6 Aralık 2015.
  21. ^ a b E. Carminati; C. Doglioni; B. Gelabert; G. F. Panza; R. B. Raykova; E. Roca; F. Sabat; D. Scrocca. "Evolution of the Western Mediterranean" (PDF). In A.W. Bally; D. Roberts (eds.). Principles of Phanerozoic Regional Geology.
  22. ^ J. Cabral; P. Cunha; A. Martins; A. Ribeiro (2007). "Late Cenozoic vertical tectonic displacements in mainland Portugal (West Iberia)". Jeofizik Araştırma Özetleri. 9 (1591).
  23. ^ a b Garcia-Castellanos, Daniel; Vergés, Jaume; Gaspar-Escribano, Jorge; Cloetingh, Sierd (July 2003). "Interplay between tectonics, climate, and fluvial transport during the Cenozoic evolution of the Ebro Basin (NE Iberia)". Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 108 (B7): n/a. Bibcode:2003JGRB..108.2347G. doi:10.1029/2002JB002073.
  24. ^ G. Lastras; M. Canals; D. Amblas; J. Frogola; R. Urgeles; A.M. Calafat; J. Acosta (2007). "Slope instability along the northeastern Iberian and Balearic continental margins". Geologica Açta. 5 (1): 35–47. doi:10.1344/105.000000308.
  25. ^ Alonso, A.; Pagés, J.L. "Stratigraphy of Late Pleistocene coastal deposits in Northern Spain" (PDF). İber Jeolojisi Dergisi. 33 (2): 2007. Archived from orijinal (PDF) 2008-12-17'de.
  26. ^ "The Largest Underground Chambers by Surface Area".
  27. ^ Francisco Ortega; Fernando Escaso; José L. Sanz (9 September 2010). "A bizarre, humped Carcharodontosauria (Theropoda) from the Lower Cretaceous of Spain". Doğa. 467 (7312): 203–206. Bibcode:2010Natur.467..203O. doi:10.1038/nature09181. PMID  20829793. S2CID  4395795.
  28. ^ Royo-Torres, R .; Cobos, A .; Alcalá, L. (2006). "Bir Dev Avrupa Dinozoru ve Yeni Bir Sauropod Kuşağı". Bilim. 314 (5807): 1925–1927. Bibcode:2006Sci ... 314.1925R. doi:10.1126/science.1132885. PMID  17185599. S2CID  9343711.
  29. ^ Zilhão, João; Anesin, Daniela; Aubry, Thierry; Badal, Ernestina; Cabanes, Dan; Kehl, Martin; Klasen, Nicole; Lucena, Armando; Martín-Lerma, Ignacio; Martínez, Susana; Matias, Henrique; Susini, Davide; Steier, Peter; Wild, Eva Maria; Angelucci, Diego E.; Villaverde, Valentín; Zapata, Josefina (November 2017). "Precise dating of the Middle-to-Upper Paleolithic transition in Murcia (Spain) supports late Neandertal persistence in Iberia". Heliyon. 3 (11): e00435. doi:10.1016/j.heliyon.2017.e00435. PMC  5696381. PMID  29188235.
  30. ^ Bordenstein, Sarah. "Rio Tinto, Spain". Science Education Resource Center. Carleton Koleji. Alındı 3 Mart, 2009.
  31. ^ A. Hernández; M. Jébrak; P. Higueras; R. Oyarzun; D. Morata; J. Munhá (1999). "The Almadén mercury mining district, Spain". Mineralium Deposita. 34 (5–6): 539–548. Bibcode:1999MinDe..34..539H. doi:10.1007/s001260050219. hdl:10578/1287. S2CID  130772120.
  32. ^ "Historia de La Unión – Edad Contemporánea – Región de Murcia Digital" (ispanyolca'da). Fundación Integra. Alındı 15 Mart 2013.
  33. ^ Ángel Perez, Antonio; Sharron P. Schwartz (6 March 2006). "Mining a Shared Heritage: The Cornish and the Lead Mines of Linares, Spain" (PDF). Cornwall FHS Journal no 119. Alındı 16 Mart 2013.
  34. ^ Fletcher, Steve (Winter 2011). "Lead Mining in Spain in the 19th Century:Spanish Industry or British Adventure" (PDF). Bulletin of the Peak Sitrict Historical Mining Society. 11 (4): 195–202. Arşivlendi (PDF) from the original on 2012-04-22.
  35. ^ Molina, Eustoquio; Laia Alegret; Estibaliz Apellaniz; Gilen Bernaola; Fernando Caballero; Jaume Dinarès-Turell; Jan Hardenbol; Claus Heilmann-Clausen; Juan C. Larrasoana; Hanspeter Luterbacher; Simonetta Monechi; Silvia Ortiz; Xabier Orue-Etxebarria; Aitor Payros; Victoriano Pujalte; Francisco J. Rodríguez-Tobar; Flavia Tori; Josep Tosquella; Alfred Uchman (2011). "The Global Stratotype Section and Point (GSSP) for the base of the Lutetian Stage at the Gorrondatxe section, Spain" (PDF). Bölümler. 34 (2): 86–108. doi:10.18814/epiiugs/2011/v34i2/006. Alındı 14 Eylül 2012.
  36. ^ a b Schmitz, B.; Pujalte, V.; Molina, E.; Monechi, S.; Orue-Etxebarria, X.; Speijer, R. P.; Alegret, L.; Apellaniz, E.; Arenillas, I.; Aubry, M.-P.; Baceta, J.-I.; Berggren, W. A.; Bernaola, G.; Caballero, F.; Clemmensen, A.; Dinarès-Turell, J.; Dupuis, C.; Heilmann-Clausen, C.; Orús, A. H.; Knox, R.; Martín-Rubio, M.; Ortiz, S.; Payros, A.; Petrizzo, M. R.; von Salis, K.; Sprong, J.; Steurbaut, E.; Thomsen, E. (2011). "The global Stratotype Sections and Points for the bases of the Selandian (Middle Paleocene) and Thanetian (Upper Paleocene Paleocene) stages at Zumaia, Spain". Bölümler. 34 (4): 220–243. doi:10.18814/epiiugs/2011/v34i4/002.
  37. ^ "Global Boundary Stratotype Section and Point". International Commission of Stratigraphy. Arşivlenen orijinal 15 Kasım 2012'de. Alındı 14 Eylül 2012.
  38. ^ Pavia, G.; R. Enay (March 1997). "Definition of the Aalenian–Bajocian Stage boundary" (PDF). Bölümler. 20 (1): 16–22. doi:10.18814/epiiugs/1997/v20i1/004. Arşivlenen orijinal (PDF) 4 Mart 2016 tarihinde. Alındı 6 Aralık 2015.
  39. ^ Cresta, S.; A. Goy; S. Ureta; C. Arias; E. Barrón; J. Bernad; M. L. Canales; F. García-Joral; E. García-Romero; P. R. Gialanella; J. J. Gómez; J. A. González; C. Herrero; G. Martínez; M. L. Osete; N. Perilli; J. J. Villalaín (2001). "The Global Boundary Stratotype Section and Point (GSSP) of the Toarcian-Aalenian Boundary (Lower-Middle Jurassic)" (PDF). Bölümler. 24 (3): 166–175. doi:10.18814/epiiugs/2001/v24i3/003. Alındı 17 Eylül 2012.
  40. ^ J. M. Baltuille Martín (2009). "Reseña histórica de la profesión geológica en España" (PDF). Ilustre Colegio Profesional de Geólogos'ta (ed.). La profesión de geólogo (ispanyolca'da). s. 29–53. ISBN  978-84-920-0978-7.
  41. ^ a b c d e F. J. Ayala-Carcedo; Barrera, J. L .; Garcia Cruz, C. M .; Gómez Alba, J .; Gozalo, R .; Martin Escorza, C .; Montero, A .; Ordaz, J .; Pedrinaci, E .; Pelayo, F .; Perejón, A .; Puche Riart, O .; Sequeiros, L .; Truyols, J. (2003). "Bibliografía básica de Historia de la Geología de España" (PDF). Boletín de la Comisión de Historia de la Geología de España (22).
  42. ^ L. Sequeiros; F. Anguita (2003). "Nuevos saberes y nuevos paradigmas en Geología: Historia de las nuevas propuestas en las Ciencias de la Tierra en España entre 1978 ve 2003" (PDF). Llull. 26: 279–307. ISSN  0210-8615. Arşivlenen orijinal (PDF) 2013-07-09 tarihinde. Alındı 2013-03-13.
  43. ^ L. Sequeiros. José Torrubia. Galería de paleontólogos (ispanyolca'da). Alındı 6 Şub 2013.
  44. ^ Enciclonet. "Bowles, Guillermo (1720–1780)". mcn (ispanyolca'da). Alındı 8 Şub 2013.
  45. ^ J. M. Casanova (28 Ekim 2009). "Cristiano Herrgen". Societat Valenciana de Mineralogia (ispanyolca'da). Alındı 8 Şub 2013.
  46. ^ Región de Murcia Digital. "La minería en La Unión". Alındı 10 Şub 2013.
  47. ^ Vera, J. A .; Ancoechea E .; Barnolas, A .; Bea, F .; Calvo, J. P .; Civis, J .; Vicente, G. de; Fernández Ganotti, J .; Garcia Cortés, A .; Pérez Estaún, A; Pujalte, V .; Rodríguez Fernández, L.R .; Sopeña, A .; Tejero, R. (2004). "Giriş". J.A. Vera Torres (ed.). Geología de España. Sociedad Geológica de España ve Instituto Geológico ve Minero de España. s. 1–17. ISBN  978-84-7840-546-6.
  48. ^ a b C. Virgili (2007). "Lyell ve İspanyol Jeolojisi". Geologica Açta. 5 (1): 119–126. doi:10.1344/105.000000314.açık Erişim
  49. ^ A. Huerga Rodríguez (2000). "Cronología". Custodio Gimena'da; E. y Huerga Rodríguez, A. (editörler). Ciento cincuenta años, 1849–1999: Estudio ve Investación en las Ciencias de la Tierra. ITGE. s. 19–36. ISBN  978-84-7840-394-3.
  50. ^ J. Ordaz (1978). "La geología de España en la época de Guillermo Schulz (1800–1877)" (PDF). Trabajos de Geología (ispanyolca'da). 10: 21–35. ISSN  0474-9588. Arşivlenen orijinal (PDF) 2013-06-17 tarihinde.
  51. ^ Frochoso Sánchez; M. y Sierra Álvarez, J (2004). "La construcción de los mapas geológicos españoles del siglo XIX: Observación, conceptuación ve representación". Ería (ispanyolca'da). 64–65: 221–259. ISSN  0211-0563.
  52. ^ R. Gozalo (1999). "La Paleontología española en la Universidad y centros asociados en el periodo 1849–1936". Actas XV Jornadas de Paleontología (ispanyolca'da). ITGE. s. 21–29. ISBN  978-84-7840-381-3.
  53. ^ Real Sociedad Española de Historia Natural. "La Real Sociedad Española de Historia Natural" (ispanyolca'da). Arşivlenen orijinal 2013-06-13 tarihinde. Alındı 18 Şubat 2013.
  54. ^ Real Sociedad Española de Historia Natural. "Socios fundadores y Presidentes de la Real Sociedad Española de Historia Natural". Arşivlenen orijinal 2013-06-13 tarihinde. Alındı 18 Şubat 2013.
  55. ^ madri + d. "Manuel Fernández de Castro (1825–1895)" (ispanyolca'da). Alındı 18 Şubat 2013.
  56. ^ L. Sequeiros. "Lucas Mallada y Pueyo" (ispanyolca'da). Universidad de Granada. Alındı 18 Şubat 2013.
  57. ^ Unión Internacional de Ciencias Geológicas. "Uluslararası Jeoloji Kongresi (Kısa Bir Tarih)". Alındı 19 Şub 2013.
  58. ^ Oficina mapa yapmak. "Cartografia geológica". Universidade do Porto (Portekizcede). Arşivlenen orijinal 2012-05-01 tarihinde. Alındı 19 Şub 2013.
  59. ^ N. Vidal; Gallart, J .; Dañobeitia, J. J. (1994). "Resultados de la estructura cortical en el margen catalán (NE de la Península Ibérica) a partir de la sísmica profunda de reflexión y refracción". Acta Geologica Hispanica. 29 (1): 41–55. ISSN  0567-7505.
  60. ^ A. Teixell (2000). "Geotectónica de los Pirineos" (PDF). Investigación y Ciencia (İspanyolca) (288): 54–65. ISSN  0210-136X.
  61. ^ V. Leitão. "Carlos Ribeiro (1813-1882)" (Portekizcede). Faculdade de Ciências e Tecnologia. Universidade Nova de Lisboa. Arşivlenen orijinal 2011-02-05 tarihinde. Alındı 14 Şubat 2013.
  62. ^ "Um Pouco de História" (Portekizcede). LNEG. Arşivlenen orijinal 2013-11-09 tarihinde. Alındı 14 Şubat 2013.
  63. ^ A. Carneiro. "Joaquim Filipe Nery da Encarnação Delgado (1835–1908)" (Portekizcede). Faculdade de Ciências e Tecnologia. Universidade Nova de Lisboa. Arşivlenen orijinal 2012-04-05 tarihinde. Alındı 14 Şubat 2013.
  64. ^ a b S. Salomé Mota (2006). "Georges Zbyszewski (1909-1999)" (Portekizcede). Instituto Camões. Alındı 19 Şub 2013.
  65. ^ "LNEG - Laboratório Nacional de Energia e Geologia - Jeoloji Müzesi". www.lneg.pt.

Dış bağlantılar

Yayınlar

daha fazla okuma