Betisk system

I dag skal vi snakke om Betisk system. Geografisk strekker denne gruppen av fjell seg fra Cádizbukta til Valencias fellesskap og sørkysten av Balearene. Mot nord grenser de til Guadalquivir-bassenget og den sørlige kanten av det iberiske massivet og det iberiske systemet, mens Alboranhavet ligger på den sørlige kanten. I likhet med Pyreneene strekker den seg i geologisk forstand utover geografiske grenser, strekker seg sør og nordøst under Alboranhavet, og en del av strukturen blir ikke avbrutt av bunnen av Middelhavet. Og en del av det baleariske odden til øya. av Mallorca.

I denne artikkelen skal vi fortelle deg alt du trenger å vite om Betic-systemet, dets egenskaper og dets betydning.

Hovedkarakteristikker

Fjellkjeden er resultatet av en komprimeringsmekanisme som begynte på slutten av kritt for ca 100 millioner år siden og det påvirker hovedsakelig den nordlige og sørlige kanten av den iberiske platen. Dens struktur og påfølgende evolusjon er komplisert fordi det er et resultat av samspillet mellom to store plater og en kontinentalblokk, i dag beveget Alboran-mikroplaten, som danner det indre beltet i fjellkjeden, vestover og til slutt kolliderte med den mesozoiske margen. og nordvestlige Afrika, og danner fjellkjeden Betica-Rifeña.

En av de mest bemerkelsesverdige fakta på kortikalt nivå er at ingen type rot oppdages under fjellkjeden, slik tilfellet er med andre alpine orogene systemer. Selv om det kan observeres noe fortykning av skorpen, overstiger den ikke 40 kilometer i noen av tilfellene. Et annet bemerkelsesverdig faktum på kortikalt nivå er den raske tynningen som kan observeres i området over kysten. der tykkelsen på skorpen er rundt 22 kilometer. Området fortsetter også inn i Alboran Sea-bassenget hvor det allerede når sitt minimum, og er 15 kilometer tykt.

Struktur av Betic-systemet

Gitt disse egenskapene til det kortikale domenet og bruken av noen petrologiske og strukturelle kriterier, har det ført til å skille Betic-systemet som i Rif to store områder, samt differensierte barn og atskilt gjennom en tektonisk kontakt. Videre har disse to områdene en annen paleogeografisk opprinnelse. La oss se hva disse to områdene eller domenene er:

• Sør-iberisk domene eller eksterne soner: Disse sonene er forskjellige i begge fjellkjeder og er dannet av Mesozoic og Cenozoic bergarter som strekker seg over hverandre og brettes uten å ha noen form for metamorfisering som tilsvarer sedimentene i Tethys havbasseng.
• Alboran Domain eller interne soner: disse sonene er sammensatt. Stabling av skredmantler med materialer som i det vesentlige er metamorfe. Opprinnelsen er relatert til migrasjonen av Alboran-mikroplaten som ligger lenger øst.

I tillegg til disse store områdene kan vi skille mellom Betic-systemet andre områder som følgende:

• Furen av Flyschs fra Campo de Gibraltar: ingen domenenheter tilskrives den siden typen skorpe den ligger på er nesten helt ukjent, den er vanlig i begge fjellkjeder og ligger på begge sider av Gibraltarsundet.
• Postorogene tertiære depresjoner: disse depresjonene består av neogene og kvaternære sedimenter. De fleste av disse sedimentene er produsert av erosjonen av relieffene i området rundt. Det skiller seg hovedsakelig i forskjellige marginale basseng 3030 30 til fjellkjeden - Depresjon av Guadalquivir- og andre fjellområder - Depresjon av Granada, Guadix-Baza, Almería-Sorbas, Vera-Cuevas de Almanzora og Murcia hovedsakelig.
• Neogen-kvartær vulkanisme: Det er representert i området Cabo de Gata og Murcia. Denne vulkanen og tilsvarer ikke postogene vulkanske manifestasjoner relatert til nyere tektonikk på grunn av mange plateendringer.

Områder i Betic-systemet

Vi skal analysere områdene i Betic-systemet og deres egenskaper. Vi starter med det ytre området.

Ekstern sone

De er mesozoiske og cenozoiske sedimentære bergarter, hovedsakelig av marin opprinnelse, dannet i Tethys-bassenget på den kontinentale margen i Sør-Iberia, og avsatt i alpefold. De opptar en flott utvidelse av fjellkjeden og representerer tidsintervallet fra Trias for 250 millioner år siden til Miocene.

De presenterer en struktur preget av en generell løsrivelse mellom kjelleren (Paleozoic varisco) og den deformerte bergarten (bretter, feil og dyttet kappe). Den paleozoiske kjelleren kommer ikke frem og forblir på en dybde på 5-8 kilometer, dannet av bergarter som ligner på det iberiske massivet. Fra den opprinnelige plasseringen av gjenoppbyggingsenheten, et originalt basseng med en horisontal forlengelse 2-3 ganger større enn den nåværende.

Deformasjoner i forskjellige aldre observeres. I løpet av jura-perioden oppstod strukturell ustabilitet som resulterte i inndelingen av Tethys-bassenget i regioner med morfologisk differensiering. Push begynte i krittiden og fortsatte i Paleogene. Det siste og viktigste stadiet av deformasjonen skjedde i Miocene, noe som førte til en omfattende løfting av fjellene.

Intern sone

Det ligger i den sørlige enden av Betica-fjellkjeden, som strekker seg fra Estepona (Malaga) i vest til Kapp Santa Pola mellom Murcia og Alicante i øst.

Det paleogeografiske området i interiøret oppsto lenger øst og var en del av Alboran eller Mesomediterrane mikroplaten. Med stengingen av den eldgamle elven Tethys, vandret denne atskilte mikroplaten fra det nordøstlige Afrika sidelengs på grunn av transformasjonsbevegelser. Paleozoiske bergarter dukker opp i det indre området av denne mikroplaten, som opprinnelig ble brettet under Varisca-orogenen, og ble erodert og reaktivert under Alpine Orogeny.

Det er nesten ingen mesozoiske bergarter i den indre sonen, som vanligvis tilsvarer sedimenter som er avsatt rundt mikroplatene eller under vandrings- og innsenkingsstadiene. Trias er forskjellig fra resten av Betic-systemet, siden basen er laget av klastisk stein og resten av dolomitt. Bergarter av jura og kritt er karbonatbergarter. Generelt, med unntak av noen uoverensstemmende Eocene-flekker i kappen, mangler paleogene sedimenter.

Jeg håper at du med denne informasjonen kan lære mer om Betic-systemet og dets egenskaper.