I dag skal vi tale om Betic-systemet . Geografisk strækker denne bjergkæde sig fra Cádizbugten til Valenciaregionen og Balearernes sydkyst. Mod nord grænser den op til Guadalquivir-bassinet og den sydlige kant af det Iberiske Massif og det Iberiske System, mens Alboránhavet ligger mod syd. Men ligesom Pyrenæerne strækker den sig geologisk set ud over disse geografiske grænser og strækker sig mod syd og nordøst under Alboránhavet. En del af dens struktur forbliver uafbrudt af Middelhavsbunden og strækker sig langs det Baleariske Forbjerg til øen Mallorca.
I denne artikel vil vi fortælle dig alt hvad du behøver at vide om Betic-systemet, dets egenskaber og dets betydning.
Vigtigste funktioner
Bjergkæden er resultatet af en kompressionsmekanisme, der begyndte i slutningen af kridttiden for omkring 100 millioner år siden, og som primært påvirker den nordlige og sydlige kant af den iberiske plade. Dens struktur og efterfølgende udvikling er kompleks, fordi den var et resultat af samspillet mellem to store plader og en kontinentalblok. I dag bevægede Alboran-mikropladen, som danner det indre bælte af bjergkæden, sig vestpå og kolliderede til sidst med den mesozoiske kant mellem Iberia og det nordvestlige Afrika, hvorved Betic-Rif-bjergkæden blev dannet.
Et af de mest bemærkelsesværdige træk ved jordskorpen er fraværet af nogen form for rod under bjergkæden, i modsætning til hvad der forekommer i andre alpine orogeniske systemer. Selvom der kan observeres en vis skorpefortykkelse, overstiger den under ingen omstændigheder 40 kilometer. Et andet bemærkelsesværdigt træk ved jordskorpen er den hurtige udtynding, der observeres i kystområdet, hvor skorpetykkelsen er omkring 22 kilometer. Denne udtynding fortsætter inde i landet mod Alboranhavbassinet, hvor den når sin minimumstykkelse på 15 kilometer.
Betic-systemets struktur
I betragtning af disse karakteristika ved det kortikale domæne og brugen af nogle petrologiske og strukturelle kriterier har det ført til at skelne mellem Betic-systemet som i Rif to store områder såvel som differentierede børn og adskilt ved tektonisk kontakt. Desuden har disse to områder en anden paleogeografisk oprindelse. Lad os se, hvad disse to områder eller domæner er:
- Syd-iberisk domæne eller eksterne zoner: Disse zoner er forskellige i begge bjergkæder og er dannet af mesozoiske og cenozoiske klipper, der strækker sig over hinanden og foldes uden at have nogen form for metamorfisering, der svarer til sedimenterne i Tethys havhavsbassinet.
- Alboran-domæne eller interne zoner: disse zoner er sammensat. Stacking af jordskredsmantler med materialer, der i det væsentlige er metamorfe. Oprindelsen er relateret til migrationen af Alboran-mikropladen, der er placeret længere mod øst.
Ud over disse store områder kan vi skelne mellem Betic-systemet og andre områder såsom følgende:
- Furen af Flyschs fra Campo de Gibraltar: intet domæneenhed tilskrives det, da den type skorpe, som den ligger på, næsten er ukendt, det er almindeligt i begge bjergkæder og ligger på begge sider af Gibraltarstrædet.
- Post-orogene tertiære depressioner: disse fordybninger består af neogene og kvaternære sedimenter. De fleste af disse sedimenter er produceret ved erosion af relieffer i det omkringliggende område. Det adskiller sig hovedsageligt i forskellige marginale bassiner 3030 30 til bjergkæden - Depression af Guadalquivir- og andre områder inden for bjergene - Depression af Granada, Guadix-Baza, Almería-Sorbas, Vera-Cuevas de Almanzora og Murcia.
- Neogen-kvaternær vulkanisme: Det er repræsenteret i området Cabo de Gata og Murcia. Denne vulkan og svarer ikke til postogene vulkanske manifestationer relateret til nyere tektonik på grund af adskillige pladeforskydninger.
Områder i Betic-systemet
Vi skal analysere områderne i Betic-systemet og deres egenskaber. Vi starter i det eksterne område.
Ekstern zone
Disse er mesozoiske og kenozoiske sedimentære bjergarter, hovedsageligt af marin oprindelse, dannet i Tethys-bassinet på den kontinentale rand af det sydlige Iberia og aflejret i alpine folder. De dækker et stort område af bjergkæden og repræsenterer tidsintervallet fra Trias for 250 millioner år siden til Miocæn.
De udviser en struktur, der er karakteriseret ved en generel adskillelse mellem grundfjerdet (variskisk palæozoikum) og den deformerede bjergart (folder, forkastninger og stødplade). Det palæozoikumske grundfjer er ikke blottet og forbliver i en dybde på 5-8 kilometer og består af bjergarter svarende til dem fra det iberiske massiv. Baseret på den oprindelige placering af rekonstruktionsenheden anslås det, at et oprindeligt bassin har en horisontal udstrækning, der er 2-3 gange større end det nuværende.
Deformationer i forskellige aldre observeres. I jura-perioden opstod strukturel ustabilitet, der resulterede i opdeling af Tethys-bassinet i regioner med morfologisk differentiering. Push begyndte i Kridttiden og fortsatte i Paleogenet. Den sidste og vigtigste fase af deformationen opstod i Miocene, hvilket førte til en udbredt hævning af bjergene.
Intern zone
Det ligger i den sydlige ende af Betica-bjergkæden, der strækker sig fra Estepona (Malaga) i vest til Cape Santa Pola mellem Murcia og Alicante i øst.
Det paleogeografiske område af det indre stammer længere mod øst og var en del af Alboran eller Mesomediterrane mikroplade. Med lukningen af den gamle flod Tethys vandrede denne adskilte mikroplade fra det nordøstlige Afrika lateralt på grund af transformationsbevægelser. Paleozoiske klipper vises i det indre område af denne mikroplade, som oprindeligt blev foldet under Varisca-orogenet og blev eroderet og genaktiveret under Alpine Orogeny.
Mesozoiske bjergarter er næsten fuldstændig fraværende i den indre zone og svarer generelt til sedimenter aflejret omkring mikroplader eller under deres migrations- og subduktionsfaser. Trias adskiller sig fra resten af det betiske system, da dets base består af klastisk bjergart og resten af dolomit. Jura- og kridtbjergarterne er karbonat. Generelt mangler palæogene sedimenter, med undtagelse af nogle ukonforme eocæne pletter i kappen.