mini|Geologische Strukturen der Iberischen Halbinsel
Das Iberische Massiv bildet den südwestlichsten Teil der europäischen Varisziden, das durch die Kollision von Gondwana, Laurussia und peripheren Terranen entstand. Ein Teil des kristallinen Grundgebirges in Westeuropa und Südeuropa besteht aus Gesteinsequenzen, die in einem tektonisch aktiven Randsystem gebildet, verformt, metamorphosiert und recycelt wurden. Dieses System umfasste Subduktionszonen, aktive Kontinentalrandbogensysteme, Akkretionskeile, Backarc-Becken, Inversionstektonik und Krustenverdickungen sowie Magmatismus. Es entstand während des auslaufenden Neoproterozoikums im Ediacarium und des frühen Paläozoikums im Kambrium am Rand von Gondwana, und seine Dynamik wird üblicherweise als Cadomische Orogenese bezeichnet.
Erdgeschichtlicher Rahmen mini|Variszidische Zonen in Europa mit den darin enthaltenen Massive, gelb markiert
Das Iberische Massiv besteht größtenteils aus Teilen der Erdkruste, die zu Gondwana gehörten. Diese Kruste wurde im Neoproterozoikum und im unteren Paläozoikum in periphere Terrane zersplittert und im Zuge der Variszischen Orogenese als eine Ansammlung allchtoner weit transportierter tektonischer Decken wieder auf ihren Mutterkontinent zurückgeführt. Die frühe Geschichte dieser peripheren Terrane, einschließlich ihrer anfänglichen Fragmentierung, hängt mit der Subduktion ozeanischer Kruste unter Gondwana und der Dynamik eines aktiven Kontinentalrandbogensystems während des Neoproterozoikums und Kambriums zusammen. Dieser orogene Zyklus, der der Cadomischen Orogenese entspricht, führte zu einer Phase der Dehnung und des damit verbundenen Magmatismus entlang des gesamten damaligen iberischen Randes von Gondwana, die mit der Öffnung des Rheischen Ozeans ihren Höhepunkt erreichte. Die im Iberischen Massiv vermuteten cadomischen Prozesse hinterließen Spuren in den Fragmenten der Cadomischen Orogene, die im gesamten europäischen Variszischen Gebirge gefunden wurden. Cadomische Strukturen und Metamorphosen deuten auf Akkretionen und anschließende Dehnungen auch im Armorikanischen Massiv und in der Böhmischen Masse hin.
Regionale Geologie mini|Geologische Karte der Iberischen Halbinsel mit (a) Aufschlüsse des variszischen Grundgebirges und der Unterteilung des Iberischen Massivs in Zonen mit den wichtigsten Scherzonen, Spuren variszischer Falten und Gneisdome sowie (b) Karte der zutage tretenden Granitoide mit den Hauptstrukturen
Die Geologische Karte (Bild rechts) der Iberischen Halbinsel zeigt mit Bild (a) Aufschlüsse des variszischen Grundgebirges und der Unterteilung des Iberischen Massivs in Zonen mit den wichtigsten Scherzonen, Spuren variszischer Falten und Gneisdome sowie mit Bild (b) die Karte der zutage tretenden Granitoide mit den Hauptstrukturen.
Das Iberische Massiv wird in sechs Zonen strukturiert. Von Norden nach Süden und von Osten nach Westen werden sie bezeichnet als die Kantabrische Zone, (CZ), die Westasturisch-leonesische Zone (WALZ), die Galicia-Trás-os-Montes-Zone (GTMZ), die Zentraliberische Zone (CIZ), die Ossa-Morena-Zone (OMZ) und die Südportugiesische Zone (SPZ). Diese Zonen stellen die geologische Strukturen dar mit ihren jeweils unterschiedlichen geologischen und tektonischen Merkmalen und Entwicklungsphasen.
Die CZ und die SPZ stellen äußere Zonen dar, während die übrigen das Hinterland repräsentieren. CZ, WALZ und CIZ gehörten zum nördlichen Rand des paläozoischen Gondwana. Die GTMZ beinhaltet Reste eines großen Tektonischen Deckenstapels, der aus Teilen des äußersten Gondwana-Kontinentalrandes gebildet wurde, d. h. einem auseinander gezogenen Peri-Gondwananischen Terran und ophiolithischen Einheiten, die aus dem sie trennenden ozeanischen Bereich des Rheischen Ozeans stammten. Die OMZ wurde als ein Kontinentalfragment interpretiert, das sich vom Gondwana abspaltete und wahrscheinlich davon abdriftete, später wieder an die CIZ andockte und eine Geosutur bildete. Schließlich wird auch angenommen, dass die SPZ durch die Rheische Ozean-Geosutur von der OMZ getrennt ist, die später durch Extensionen im frühen Karbon und durch Transpressionrn überlagert wurde. In diesem Zusammenhang stellt das Grundgebirge der SPZ ein Fragment von Avalonia dar mit einer Affinität zur Rhenohercynischen Zone in Deutschland.
Kantabrische Zone mini|Lage des Kantabrischen Gebirges mini|Blick auf das zentrale und östliche Massiv der Picos de Europa
Die Kantabrische Zone erstreckt sich am nördlichen Rand des heutigen Spaniens mit der Biskaya und grenzt dort östlich an das Kantabrische Gebirges, das eine Verlängerung Nordpyrenäenzone dar stellt. Das karbonische Kalksteinmassiv der Picos de Europa ist die wohl bekanntesten Gebirgsgruppe innerhalb des Kantabrischen Gebirges. Im Westen und Südwesten bildet ein konkaver Bogen aus präkambrische Gesteinen das Narcea- und das Villabandin-Fenster in der Narcea-Antiklinale die östliche Grenze zur anschließenden Westasturisch-leonesischen Zone. Tektonisch wird sie der externen Zone des so genannten Ibero-Armorican Bogens (IAB) der eurpopäischen Variziden zugerechnet. Strukturell bildet die Kantabrische Zone einen dünnen Faltengürtel und Überschiebungsgürtel mit einer Transportrichtung zum Vorland im Osten.
Lithostratigraphisch ist dieser orogene Gürtel durch eine präkambrische Gesteinsabfolge gekennzeichnet, die zeitlich fast das gesamte Paläozoikum überstreicht. Die abgelagerten Gesteine sind in mehreren unterschiedlich alten Formationen aufgeschlossen. Das Gesteinssektrum ist überwiegend nicht oder nur gering metamorph überprägt. Es setzt sich vor allem zusammen aus unterkambrischen Wechsellagerungen mit einer Mächtigkeit bis zu ca. 1,5 km. undeformierten Schiefern (shale) und feldspathaltigen Sandsteinen, teilweise durchsetzt mit Konglomeraten sowie Kalksteinen und Dolomiten, die in interdidalen Gezeitenzonen zwischen dem unteren und mittleren Kambrium abgelagert wurden. Des Weiteren bildeten sich massive Quarzite.
Es folgten weitere Ablagerungen von undeformierten Schiefern, Dolomiten, Kalksteinen und Mergeln, die zwischen dem oberen Ordivizium und dem Devon sedimentierten. In uferfernen Bereichen lagerten sich ähnliche Gesteinsequenzen wie in den interdidalen Zonen ab. Diese bildten Turbidite und Olioströme in tiefen unterseeischen Trögen ab ca. 330 mya im karbonischen Viséum. Diese Vorgänge werden mit den ersten tektonischen variszischen Prozessen in Verbindung gebracht. Seltener tholeiitischer und alkalischer Magmatismus steht im Zusammenhang mit Extensionen und Grabenbrüchen im Kambrium und Ordovizium.
Eine mit dem Ende der Orogenese verbundene Extension führte zur Bildung permischer Becken im Süden der Kantabrischen Zone. Später löste die Extension im Zusammenhang mit der Öffnung des Biskaya-Golfs die Entwicklung tiefer Becken in der Kreidezeit aus. Die alpine Tektonik hob die Pyrenäen und das Kantabrische Gebirge vom Ende der späten Kreide bis zum Miozän an mit Reaktivierung variszischer Überschiebungen und mesozoischer Verwerfungen. Die Verformung ging nicht mit regionaler Metamorphose einher, was auf flache Krustenbedingungen hindeutet. Deformationen ereigneten sich von ca. 325 und 320 mya und von ca. 313 bis 310 mya. In letzterer Phase bildeten sich mehrere Tektonischen Decken.
Westasturisch-leonesische Zone Die Westasturisch-leonesische Zone erstreckt sich vom den namengebenden spanischen Asturien bis zur südlich anschließenden Provinz León. Nördlich verläuft diese Zone in die Biskaya. Tektonisch schließt sie westlich an die Kantabrische Zone an und grenzt westlich und südlich mit der Ollo-de-Sapo-Antiklinale an schmale Ausläufer der Zentraliberischen Zone an. Gegliedert ist die Westasturisch-leonesische Zone in die westliche Mondoñedo- und die östliche Navia- und Alto Sil-Domaine.
Strukturell ist diese Zone durch nach Osten gerichtete Falten gekennzeichnet, die nach Westen hin flacher und enger werden und von in dieselbe Richtung gerichteten Überschiebungen durchschnitten werden, Sie entstanden infolge von Kompressionen, Überschiebungen und Verkürzungen zwischen ca. 360 und 300 mya in Verbindung mit Scherzonen bzw. Blattverschiebungen. Krustenverdickung führte von ca. 330 bis 315 mya zu einer synorogenen Ausdehnung. Das durch Kompressionen und Verdickungen ausgelöste Schmelzen der Kruste bewirkte auch das Eindringen von Granitoiden im westlichen Teil der Zone. Thermische Modelle zeigen, dass die Kruste innerhalb von ca. 30 Millionen Jahren nach Beginn der Krustenverdickung zu schmelzen begonnen haben könnte.
Lithostratigraphisch besteht diese Zone prinzipiell aus einer terrigenen Sequenz aus dem Neoproterozoikum, die diskordant von einer paläozoischen Karbonatplattformabfolge überlagert wird, die vom Kambrium bis zum Unterdevon reicht mit geringen Anteilen aus dem Silur bis Karbon. In ihr bildeten sich mehrere Formationen aus. Die kambrischen und ordovizischen Gesteinsablagerungen sedimentierten in flachem Wasser absinkender Tröge. Spätere Ablagerungen entstanden in tieferen Wasserbereichen. Sie wurden zu Grünschiefer oder niedriggradigen Amphibolite metamorphosiert und weisen überwiegend schiefrige horizontal verlaufende Spalten bzw. Schichten (Cleavage) auf.
Kambrische Formationen beinhalten u. a. Quarzite und Kalksteine, die bis zu ca. 4 km mächtig sind. In Formationen aus dem mittleren bis oberen Ordovirium sind undeformierte Schiefer (Shale) und Tonschiefer (Slate), die bis zu ca. 1 km mächtig sind, vorherrschend. Zudem bildeten sich bis zu ca. 3 km dicke Turbidite.
Geringfügige Aufschlüsse enthalten Gesteinssequenzen aus dem unteren Devon und dem Karbon. Diese Sedimente wurden während der variszischen Orogenese in drei Kompressionsphasen und zwei Extensionsphasen deformiert. Während des Mesozoikums bildeten sich in Dehnungsbecken Kalksteine mit Zwischenschichten aus Konglomerate, Schiefer, Gipse und alkalischen Vulkanite sowie Mergel.
Die ältesten Granitoide dieser Zone sind häufig porphyrisch und umfassen Diorite, Tonalite, Granodiorite und Monzogranite. Sie werden zusammen als frühe Granodiorite bezeichnet, die tief am Grund der kontinentalen Kruste mit Akzessorien aus dem Erdmantel entstanden sind. Auf ihrer Entstehung folgte Aufchmelzung der mittleren Kruste, die zu peraluminösen Magmen der Leukogranite oder der sogenannten Zwei-Glimmer-Granite führte. Sowohl die frühen Granodioritmassive als auch die Leucogranite sind syntektonisch mit einem Alter zwischen 350 und 305 mya, was weitgehend mit der variszischen Deformation übereinstimmt. Die jüngste Gruppe von Granitoiden besteht aus einer Reihe von postkinematischen Plutonite mit Gabbros, Tonalite, Granodiorite und Monzogranite. Im Gegensatz zu den Ersteren beschränkt sich ihre Entstehung auf einen kurzen Zeitraum von ca. 295 bis 285 mya, die die Ablösung der Mantellithosphäre am Ende der Orogenese und ihrer Ersetzung durch heißere Asthenosphäre in Verbindung gebracht wurde.
Galicia-Trás-os-Montes-Zone Die Galicia-Trás-os-Montes-Zone kommt vor im spanischen Galicien mit der Provinz A Coruña und dem Kap Cabo Ortegal sowie im nördlichen portugischen Distikt Bragança und in der Provinz Trás-os-Montes. Sie bildet einen Komplex aus mehreren allochthonen Terranen unterschiedlicher geologischer und tektonischer Entwicklung. Tektonisch wird diese Zone durch die Malpica-Lamego-Linie von der östlich anschließenden Westasturisch-leonesische Zone getrennt. Diese ist eine ca. 275 km lange Scherzone, die in Nord-Süd-Richtung verläuft. Entlang der Scherzone beträgt der vertikale Versatz über ca. 10 km. Westlich geht diese Zone über in den Atlantik. Südlich schließt sie an die Zentraliberische Zone an.