イベリア半島の地質

イベリア半島の地質学は、ピレネー山脈によってヨーロッパ大陸の残りの部分とつながっているイベリア半島の岩石層の研究です。半島には、エディアカラ紀から第四紀までのすべての地質時代の岩石が含まれており、多くの種類の岩石が代表されています。世界クラスの鉱床もそこにあります。

イベリア半島の中心部は、イベリア山塊として知られるヘルシニアの クラトンブロックで構成されています。北東はピレネー褶曲帯、南東はベティカ褶曲山脈に囲まれています。これら2つの山脈はアルプス山脈の一部です。西側は、大西洋の開口部によって形成された大陸の境界によって半島が区切られています。ヘルシニア褶曲帯は、東側では中生代と新生代の被覆岩にほとんど埋もれていますが、それでもイベリア山脈とカタルーニャ海岸山脈を通して露出しています。^[1]

イベリア山塊は古生代の岩石から成り、約3億1000万年前に形成されました。イベリア山塊にはいくつかの帯があり、これらはブロックを形成するために集まった破片です。スペインの北海岸にはカンタブリア帯があります。その後、西にはイベリア山脈とカタルーニャ海岸山脈があり、西アストゥリアス・レオネス帯があります。その後、中央イベリア帯はア・コルーニャの近く、ポルトガル北部、トレド山脈を含むスペイン中部に現れます。オッサ・モレナ帯はリスボンの東に露出しています。これには先カンブリア時代の岩石が含まれています。最南端は南ポルトガル帯です。^[1]

バリスカン造山運動は、ヨーロッパのフニック​​・テレーン（ゴンドワナ大陸から分離）とローレンシア・バルティカ大陸が衝突したときに起こった。イベリア半島では、ステファニアン以前の石炭紀（3億5400万～3億500万年前）に起こった。造山運動の外側部分はカンタブリア帯であった。これは上部地殻層で変形した。西アストゥリアス・レオネーゼ帯と中央イベリア帯は造山運動の外側部分であり、より深く変形、変成、侵入している。これら3つの帯は1つのテレーンの一部である。オッサ・モレナ帯と南ポルトガル帯は、くっついた2つの異なるテレーンである。中生代には、この帯は主に他の堆積物で覆われていたが、その後侵食された。^[1]

カンタブリア帯は石炭紀およびそれ以前の古生代の未変成岩で構成されています。

西側と南西側はナルセア・ウィンドウと呼ばれる先カンブリア時代の岩石の凹状の弧と、ナルセア・アンチフォームのビジャバンディン・ウィンドウによって区切られています。

下部カンブリア紀のヘレリア層は、頁岩と長石質砂岩が交互に重なり、一部に礫岩も含まれる。厚さは 1 ～ 1.5 km である。

ランカラ層は数百メートルの石灰岩で構成されています。下部は前期カンブリア紀の潮汐帯で形成され、中期カンブリア紀の上部層には化石が含まれており、赤色または緑色の海緑岩および結節性石灰岩です。

中期カンブリア紀から後期カンブリア紀にかけてのオヴィル層には頁岩と砂岩が交互に含まれています。 頁岩には 三葉虫の化石がよく見られます。

バリオス層はアレニジアン層で、厚さは最大 500 メートル (1,600 フィート) です。白色の塊状の珪岩で構成されています。

カンタブリア地域の西側境界に近いペナスとヴィドリアス地域には、オルドビス紀の堆積層が完全に連続しています。ランビル紀の黒色頁岩は、中央石炭盆地の東側で見つかります。しかし、オルドビス紀のほとんどの時期には、この地域は水面上にあり、浸食されていました。

フォルミゴソ層はシルル紀中期ランダバリー期に遡る。モノグラプタス黒色頁岩で構成され、厚さは最大150メートルである。^[2]

サン ペドロ層とフラダ層は厚さが最大 ​​300 メートルで、頁岩と鉄分を含む砂岩が交互に重なり合っています。これらはウェンロック ラドロー期と下ゲディニアン期のものです。

デボン紀には、西側でラネセス複合層またはラ・ヴィッド層のドロマイト、粘土質石灰岩、泥灰岩、頁岩の堆積が起こりました。厚さは 600 メートル (2,000 フィート) で、ゲディニアン期からエムシアン期のものです。

サンタ ルシア層は石灰岩です。西部のナルセア アンティフォーム付近にはサンゴが含まれ、東部の中央炭鉱盆地付近には潮汐周縁相があります。ウエルガス層は赤色砂岩と頁岩が交互に重なり、クービニアンからジヴェティアン時代のものです。ポルティラ層はジヴェティアンからフラスニアン時代のサンゴ質石灰岩です。この上にフラスニアンからファメニアン時代の最大 500 m の厚さの砂岩層が重なっています。デボン紀の堆積物は中央炭鉱盆地の東側には見られず、西部で最も厚くなっています。

遠洋性の相はピスエルガ・カリオン地方から発見された。

石炭紀には、トゥルネシアン期の黒色頁岩とチャートの堆積が始まり、その後、ヴィゼオシアン期​​には赤色石灰岩、赤色頁岩、放散虫岩が形成されました。マウンテン ライムストーンは、セルプホビアン期の厚く黒い無生物の石灰岩です。 セルプホビアン期には、オリストリスを含むタービダイトも出現し、ヘルシニアン (バリスカン) の地殻変動の最初の兆候を示しています。これらの最初のイベントは、ピスエルガ-カリオン地方で発生しました。

バリスカンの圧縮により西側が隆起し、堆積盆地が山脈に変わった。時とともに、圧縮帯は東へ移動した。ナムリアンA期には、オルゲン前のトラフにあるタービダイトからオレロス層が形成され、沖合のバルカレンテ層は炭酸​​塩プラットフォームであった。ナムリアンB期には、トラフからサンエミリアーノ層が形成され、バルデテーハ層は沖合にあったが、より深い海洋条件にあった。ウェストファリアA期には、トラフが埋められ、陸生物質の堆積物からサンエミリアーノ層とサマ層、そして中央石炭盆地ユニットで最も厚いレナ層が形成された。さらに東のピコス・デ・エウロパでは、炭酸塩プラットフォームが継続的に形成され、浅瀬に覆われたままであった。

ウェストファリア時代は、その名の通り石炭を含む中央炭田の 5,000 m に代表されます。東では、ピコス デ エウロパの海成炭酸塩に変化します。ピスエルガ - カリオン県には、珪岩、深海水からのスランプ堆積物を含むタービダイトからなる礫岩があります。化石を含む石灰岩層もいくつかあります。

ウェストファリア堆積物の源は西と南にあった。これらはヘルシニア山脈の山々で、これらの堆積物と同時に形成された。ウェストファリアの間に、カンタブリア地帯の岩石は褶曲され、押し上げられた。古生代の岩石はランカラ層のレベルで崩れ、上層の上に押し上げられ、ナップと押し上げシートを形成した。ポンガナップ地方は中央石炭盆地の東にある。

ステファニアン期の糖蜜堆積物は他の石炭紀の岩石の上にあり、ヘルシニアン（バリスカン）造山運動とは無関係です。最終的な褶曲はウェストファリア構造に対して直角に起こりました。

さらに隆起が起こり、ステファニアン期には西ナップと南ナップの上の山々に陸地に囲まれた盆地がいくつかありました。しかし、ピコス・デ・エウロパ地区は依然として海洋地域でした。

ペルム紀から中生代にかけては、伸張テクトニクスが起こりました。ペルム紀のオーチュニアン層、ビニョン層は、下向きの正断層によって盆地が形成された際に形成されました。これは主に石灰岩で、礫岩、頁岩、石膏、アルカリ火山岩の層があります。サクソニアンからのビリャビシオサ層は、砂岩と礫岩を含む乾燥した大陸で形成されました。三畳紀の状態は非常に乾燥しており、ラグーンは蒸発して石膏と泥灰岩を堆積しました。ジュラ紀と白亜紀の間、この地域は水面下でしたが、この時代の堆積物のほとんどは浸食されています。

この地域を見る別の方法は、その構造です。この地域は、ソミエド-コレシージャ、ソビア-ボドン、アラモ (初期ウェストファリア時代に最初に移動)、中央石炭盆地、ポンガ (2 番目に移動)、ピコス デ エウロパ (初期ステファニアン時代に最後に移動)、ピスエルガ-カリオン ユニット (またはパランティーネ) (どこにも移動しませんでした) など、いくつかの衝上ユニットで構成されています。

後期ステファニアン期には、この帯は垂直軸を中心に曲げられ、現在の三日月形を形成しました。このような曲げ方はオロクラインと呼ばれます。

ペルム紀盆地の形成は、地殻の伸張、岩石圏の底から固体マントルが沈み込み、高温のアセノスフェアに置き換わることで岩石圏が剥離したこと、あるいは大陸の亀裂によって起こったとする2つの理論によって説明されている。^[1]

西アストゥリアス ・レオネーゼ帯は、ナルセア・アンチフォームの先カンブリア時代の岩石の西と南西に位置し、東はオジョ・デ・サポ・アンチフォームの先カンブリア時代の岩石まで広がっています。この帯の岩石は、ほとんどがカンブリア紀とオルドビス紀のもので、シルル紀から石炭紀のものはわずかです。カンブリア紀とオルドビス紀の岩石は、沈降する谷の浅瀬で形成されました。その後の堆積物は、より深い水域で形成されました。それらは、緑色片岩または低品位の角閃岩に変成されました。また、それらの多くはスレート質の劈開を持っています。褶曲は弧の中心に面しています。西側の褶曲は横臥していて大きく、モンドニェード褶曲とクーレル褶曲です。東側の褶曲は非対称です。モンドニェード褶曲の基部は、同名の逆断層です。別のオーバースラストが、このゾーンの端を形成し、ナルセアン アンチフォームと交わります。これらのオーバースラストの近くで、クレヌレーション クリーベージが発生します。これらの構造はすべて、紀元前デボン紀から紀元前ステファニアン紀の間に形成されました。

カンブリア紀のカンダナ珪岩はエレリア層に相当し、厚さは 1 ～ 2 km です。ベガデオ石灰岩はランカラ層に相当し、厚さは 0.1 ～ 0.2 km です。カボス シリーズはオヴィル層とバリオス層に相当し、厚さは 4 km です。

ルアルカスレートと呼ばれる黒色頁岩は、ランビル紀からランデイリアン紀（中期から後期オルドビス紀）のもので、厚さは 0.5 ～ 1 km です。アグエイラ層はカラドキアン紀のタービダイトで構成され、厚さは 3 km です。不整合に続いて、シルル紀の黒色スレートが 0.4 km の厚さで堆積します。

サンクロディオ地域にはデボン紀前期の岩石の露頭がほとんどありません。石炭紀には、この地は侵食地帯となり、カンタブリア石炭紀の堆積物の源となりました。^[1]

中央イベリア地域は、ポルトガルの北部と中部を含む半島の西側中央部をカバーしています。北西上部の角はガリシア・トラス・オス・モンテス地域に置き換えられています。構成岩石は変成堆積物です。

最も古い岩石は原生代の変成堆積物です。これらはカドミアン造山運動によって変形しました。エディアカラ紀末期およびカンブリア紀の火山岩と堆積物もあります。

石炭紀以前には、この地層は衝上断層と褶曲によって北東方向に変形していました。

最も古い岩石はカンブリア紀、おそらく先カンブリア紀のもので、正片麻岩と準片麻岩です。これらはフォス・ド・ドウロとミランダ・ド・ドウロの近くで見つかります。この上には、タービダイトまたは石灰岩の層が交互に並んだ片岩または頁岩があります。地層の順序は、サラマンカの南西にあるタママス向斜とモンテス・デ・トレドで確認できます。これらの後に不整合が続きます。不整合の上には、厚さ1kmまでのトレマドキアン期の赤みがかった砂岩、頁岩、礫岩が見つかります。アレニジアン期の珪岩層は、アモリカン珪岩に相当します。次に、ランヴィルのルアルカ粘板岩からランデイロ期に一致する黒色頁岩または粘板岩があります。この上には、ランデイリアン期からカラドシアン期の厚さ 0.1 km のボテラまたはカンテラ珪岩があります。

その上には、カラドキア紀からアスギリア紀のアーバナ石灰岩と呼ばれるレンズ状の石灰岩と頁岩および砂岩があります。次に、シルル紀の基底にあるアルマデン地域のクリアデロ珪岩があります。黒色のグラプトリティック頁岩と塩基性火山岩がこれを覆っています。

花崗岩はバリスカン造山運動とともに出現しました。

この地域の南部には、厚さ 2 km に達するデボン紀の陸源堆積物があります。アルマデン向斜には大量の火山岩があります。

石炭紀前期には、この地域の南の境界に沿ってフライシュ相が見られ、サン・ヴィテロ地域やモライス山塊とブラガンサ山塊の周辺にもフライシュ相が見られる。^[1]

ガリシア-トラス-オス-モンテス地帯は、スペインの北西隅とポルトガルの北東 (トラス-オス-モンテス) にある豆の形をした構造単位で、異地性複合体とも呼ばれています。この地帯は、高度に変成されたナップスタックで構成されています。これは、イベリアプレートがメグマテレーンと呼ばれる別の大陸の地殻の薄片と衝突して形成されました。スタックには 5 つのユニットがあります。最下層は高圧低温の変成岩です。2 番目はオフィオライトです。3 番目は大陸地殻の下部で、高圧で高温に変成されています。4 番目は、低度の変成作用を伴う風化土地に由来する堆積物の層です。その下には、自生シーケンスと呼ばれるエディアカラ紀および初期古生代の層もあります。異地性ナップの変成作用は、中期デボン紀の3億9000万～3億8000万年前に起こった。これはおそらくレイコ海由来である。最後に、この上には、ガリシア・トラス・オス・モンテスの片岩領域またはパラ・オートクテノンと呼ばれる他の片岩がある。オフィオライトを構成する5つの楕円形の苦鉄質から超苦鉄質の岩塊がある。これらは、カボ・オルテガル、オルデス、ラリン、ブラガンサ、モライス山塊である。これらはそれぞれ向斜にあり、境界を形成する内側に傾斜した衝上断層帯を持つシルル紀の変成岩に囲まれている。苦鉄質山塊の岩石の種類は、片岩、片麻岩、角閃岩、変斑れい岩、グラニュライト、エクロジャイト、蛇紋岩である。オルデス山塊は3億8000万年から3億9000万年前のもので、付加ウェッジの一部としてレノ・ヘルシニア海の一部を形成している。チャンネルブロックと異質ナップの間にあるヨーロッパフニックテレーンに結合した。南西イングランドにはリザード複合体という対応するブロックがある。カボオルテガル複合体は3億4500万年から3億4000万年前のもので、古テチス海の 中央海嶺の遺跡である。

マルピカ・ラメゴ線は、ガリシア・トラス・オス・モンテス地域の西側を南北に走る線を形成する剪断帯である。長さは275kmで、花崗閃緑岩の貫入と関連している。剪断帯に沿って10km以上の垂直オフセットがある。^[3]

オッサ モレナ ゾーン (OMZ) は、ポルトガルの南部とスペインの南西隅に帯状に形成されています。最古の岩石は、コルドバとアブランテスの間の 2 つの細長い背斜に形成された先カンブリア時代の帯です。カンブリア紀の岩石は礫岩で始まり、浅瀬の堆積物と石灰岩になります。オルドビス紀は泥質相で表されます。後期オルドビス紀には、閃長岩とアルカリ性花崗岩の貫入がコルドバ アブランテス ベルトに沿って起こりました。シルル紀には、酸性と塩基性の両方の火山岩と泥質堆積物があります。下部デボン紀は浅瀬で形成されました。上部デボン紀は断層に続き、フライシュです。

石炭紀には、塩基性火山岩を含むタービダイト層が始まります。これは約 200 メートルの厚さです。この上に石炭含有層があります。この地点で山岳形成が起こりました。ウェストファリア時代には、これが山脈の間にある湖に堆積しました。ステファニアン時代には、山脈の間の盆地で 糖蜜が産出されます。

オッサ・モレナ帯は、中央イベリア帯とともに変形断層を形成しました。この断層が横滑りするにつれて（南東方向に水平に 200 km、垂直に 10 km）、石炭紀後期ランゼッティアン期から前期ダックマンティアン期にかけてペニャロヤ盆地が形成されました。この盆地は長さ約 50 km、幅 1 km です。

トマール・バダホス・コルドバ剪断帯 (TBCZ) は、左横方向に延性的に剪断された岩石から構成されています。長さは 350 km、幅は 2 ～ 15 km です。カンブリア紀およびオルドビス紀の花崗岩が正片麻岩に変化しました。ミグマタイトおよび変成堆積物がこの帯の大部分を構成しています。しかし、エクロジャイトおよびガーネット両閃岩からなるレンズ状の岩体もあります。剪断はデボン紀末期から石炭紀にかけて発生しました。この帯は、イベリア山塊を構成する異なる地層 (CIZ および OMZ) の縫合線です。^[4]

オッサ・モレナ地帯と南ポルトガル地帯の境界または縫合部は、オフィオライト、ベジャ・アセブチェス・オフィオライト複合体（BAOC）によって形成されています。これは高圧変成岩、エクロジャイト、青色片岩で構成されています。これらは南ポルトガル地帯から岩の頂上を越えて南西方向に押し出されています。^[4]

南ポルトガル地帯 (SPZ) は、イベリアプレートのより北の部分とは異なる大陸から来た異国の地です。3億8000万年前までは、SPZ はローラシア大陸の一部で、後にグランドバンクスとなった地域の隣にありました。この大陸は実際にはイベリア半島の北にあり、イベリア半島はヨ​​ーロッパフニック地帯 (EHT) の一部でした。3億8000万年前、SPZ はガリシア-トラス-オス-モンテス地帯とメセタの異地性ユニットの間にある EHT に影響を与えました。約3億2000万年前、SPZ は再び南に向かい、オッサ モレナ地帯の西側を通り過ぎました。

南ポルトガル地帯は現在、ポルトガルの南端に細い三角形を形成しています。南ポルトガル地帯では、上部デボン紀から石炭紀の岩石のみが見つかります。後期デボン紀は、等級付けされた層理を持つ千枚岩と珪岩の層で表されます。トゥルネシアンと下部ビゼーアンの火山岩には、マンガン、亜鉛、黄鉄鉱の鉱石が含まれています。これはイベリア黄鉄鉱ベルトとして知られています。これは海底熱水噴出孔の残骸です。この地域の大部分は、数キロメートルの厚さの後期ビゼーアンのタービダイト層で覆われています。

黄鉄鉱帯地域の鉱山には、ポルトガルのネベス・コルボ鉱山、2000年前から採掘されているリオ・ティント、アグアス・テニーダス、ラス・クルーセス鉱山、ロス・フライレスなどがあります。^[5]

ヴィア盆地はペルム紀には北東端に存在していた。^[1]

ヘルシニアン サイクルの間、半島には いくつかの深成岩が形成されました。ガブロはガリシア北西部のモンテ カステロ ガブロとして出現し、ポルトガルのベージャにも出現しました。2 種類の花崗岩が産出されます。1 つは中部地殻から産出され、長石が多くカルシウムが少ないもので、もう 1 つはマントル マグマと混ざった下部地殻から産出され、石灰アルカリ質の花崗岩です。

最初の種類の花崗岩は、花崗閃緑岩と白雲母-黒雲母の優白 花崗岩(2 つの雲母花崗岩) に分けられます。花崗閃緑岩は、フィニステレ、サラマンカ西部、サモラ、グレドス、アラセナで見つかります。2 つの雲母優白花崗岩は、フリオル、ポルト ヴィゼウ、モンコルボ - ビラ レアル、ビーゴ、フィニステレ、ジル イバルグチ、ラ グアルディア、サラマンカ近郊で見つかります。花崗岩のほとんどは 318 Ma から 319 Ma のものですが、一部は 340 Ma のものもあります。

石灰アルカリ質花崗岩は 2 度貫入されました。古い方の岩石は、トーナル岩、閃緑岩、斑れい岩を含む花崗閃緑岩とアダメライトから構成されています。ガリシア西部では 316 Ma のものです。

比較的新しい石灰アルカリ質花崗岩は、大部分が粗い結晶を持ち、黒雲母と角閃石の花崗閃緑岩である。これらは2種類の雲母花崗岩よりも後に侵入し、ポルトガル北部と中央部に多く見られる。放射年代は約3億年前である。この混合型花崗岩のバソリスは、カベサ・デ・アラヤ、フォルゴセロ、ポンフェラーダ、ボアル、ラ・ルナにある。^[1]

イベリア半島は後期中生代以前にはアルモリカ（北フランス）とつながっていた。白亜紀前期には、ビスケー湾が1億2600万年前頃に開き始め、8500万年前までに完成した。これによりビスケー深海平原が形成され、半島はトレベリアン断崖から分断された。この間、イベリア半島はユーラシア大陸に対して反時計回りに回転した。これにより、リグリア盆地が東側に沈み込んだ。これにより、ベティカ・ナップ・スタックが形成された。8500万年前以降、アイルランドとグリーンランドの間で大西洋が開き始めた。これにより、ビスケー湾は失敗した地溝となった。新しい大西洋の拡大により、ユーラシア大陸は時計回りにイベリア半島に向かって回転し、イベリア半島北端の東側で逆断層と沈み込みが起こり、ピレネー山脈が形成された。^[6]

三畳紀後期とジュラ紀前期には、イベリア半島の西縁部で拡大と生存に関わる2段階の地溝形成が起こりました。また、西縁部も拡大しました。ポルトガルとスペインの西海岸沖にあるイベリア深海平原は、1億2600万年前に形成されました。これにより、ニューファンドランド島のグランドバンクスが分離され、ガリカバンクとフランドル帽は1億1800万年前に分裂しました。白亜紀前期には、1億1000万年前に西縁と北西縁で地溝形成が起こりました。

中生代には、ジュラ紀後期のアフリカが東に移動し始め、アルプスのテチス海が開きました。これに関連した生活により、東部に堆積物が深く堆積し、スペイン中央部のポップダウンに堆積物の残骸がいくつか残りました。東部では、後期ペルム紀から三畳紀にかけて、そして後期ジュラ紀から白亜紀初期にかけて、 2 段階のリフトが発生しました。

南側では、炭酸塩と砕屑物の堆積物が三畳紀後期からライアス紀にかけて浅瀬に棚を形成した。これはトアルシアン期（ジュラ紀前期 190 Ma）に裂け目ができた。活発な裂け目形成は160 Maまでに完了した。その後、白亜紀末まで熱沈降が続いた。この間、裂け目形成により北アメリカとアフリカが分離され、変成帯が形成された。^[6]

イベリア盆地はスペインの東にあります。二畳紀から白亜紀後期にかけて、バリスカン基盤岩に地溝帯が形成されました。白亜紀末期には、盆地は35km伸びました。^[7]新第三紀初期には、アルプス山脈形成の一部であるピレネー造山運動の結果、盆地は反転しました。この反転により、イベリア山脈と呼ばれる山脈が形成されました。地溝帯の形成は中生代に数回発生し、同じ堆積パターンを繰り返しました。

ミナス・デ・エナレジョス盆地はペルム紀初期に堆積した。内部排水のある小さな大陸盆地であった。^[8]

まず後期ペルム紀から後期三畳紀にかけて、アラゴン支流の堆積物が堆積しました。これらは堆積岩と変堆積岩に由来する石英を多く含む砂岩の初期層から始まりました。この最初の層の厚さは 0.1 km でした。その後、堆積物は深成岩に由来し、長石を多く含み、粘土で固められました。これらの初期の堆積物は沖積および湖成でした。最終的に盆地は海面下となり、浅海炭酸塩が堆積し、続いて沿岸蒸発岩が堆積しました。これらの厚さは盆地底の地殻変動によって決まり、1 km から 6 km の範囲です。地層の名称は、ザクセン (ペルム紀のアラビアナ ユニット)、ブンツサンドシュタイン (ティエルガ ユニット、カルセナ ユニット、トラソバレス ユニット)、ムシェルカルク (浅海沿岸の石灰質条件)、およびコイパー (蒸発岩) です。ザクセン期の地層は、石英礫岩と古土壌の上に砂岩が重なる層である。砂岩はほぼ完全に丸い石英粒子で構成されている。この層に含まれる岩石片は頁岩とチャートである。粒子は石英によって非常に圧縮され、固められている。ブンツサンドシュタイン層には、深成岩由来の大きな結晶を含む砂岩と頁岩およびチャートの破片が含まれる。これらは石英、長石、およびいくらかの炭酸塩マトリックスによって固められている。カリ長石が存在することから、当時は乾燥状態が一般的であったことがわかる。オレネキアン期の平均気温は華氏30度台前半で、年間降雨量は180 mm未満であった。^[9]

イベリア盆地の一部にはカスティーリャ支流もある。この支流はペルム紀のボニチェス、アルコタス、不整合、それに続くホズ・デ・ガロ礫岩からなり、この礫岩は砂岩とシルクリートで覆われ、別の不整合でペルム紀の終わりを告げている。その後、三畳紀にはチェキージャ礫岩、リジョ・デ・ガロ層、カニザール砂岩層、プラドス層、エスリダ層、マリネス層、ランデテ層、エル・マス層、カネテ層が堆積した。^[9]

第二に、カメロス盆地は、ジュラ紀後期、ティトニアンからベリアシアン、ヴァランジニアンからアルビアン初期にかけて形成され、堆積しました。これらは、各サイクルの底部に沖積破片、上部に湖沼石灰岩と泥灰岩を伴うサイクルになっています。砕屑岩の供給源は、盆地の南西にあるイベリア山塊です。この盆地の層には、テラ、オンカラ、ウルビオン、エンシソ、オリバン、エスクチャがあります。ティトニアン期の砂岩は、ほとんどが丸い石英粒子ですが、14% の炭酸塩岩の破片も含まれています。次に、ベリアシアン期の堆積物は、ほとんどが石英ですが、一部にアルバイトを含む砂岩です。石英には 35% の多結晶粒子があります。粘土鉱物によって固められています。これは主に、バリスカン基盤の低品位変成岩に由来しています。ヴァランジニアン期の砂岩は、風で運ばれた石英粒子から形成されています。材料の起源はおそらくジュラ紀の堆積岩（炭酸塩岩と頁岩）です。オーテリビアンからアルビオン時代にかけて、砂岩はより多くの長石と混合されます。カオリナイトは粒子間の空間を埋めていることがよくあります。^[10]

中生代の盆地は褶曲され、衝上断層を形成し、イベリア山脈を形成しました。30 km 短縮しました。山脈は北西から南東に伸びています。北西部では、山脈はドウロ盆地の下に埋もれています。シエラ デ アルトミラは、南北に伸びる山脈で、テージョ盆地によってイベリア山脈から分離されています。これは、三畳紀の蒸発岩層を貫いて分裂した衝上断層シートから形成されました。

ポルトガルとスペイン沖の大西洋大陸縁辺部は独特です。^[要出典] 大陸地殻と海洋地殻の間のゾーンには、100 km 幅の大陸マントルが露出したゾーンがあります。ニューファンドランド島とイベリア半島を分裂させたリフトの間、火山活動はほとんどなく、リフトにはマグマが不足していました。その結果、断層がマントルを大陸の下から海底まで持ち上げました。この現象は、過伸張リフトと呼ばれます。マントルの岩石はペリドタイトです。ペリドタイトは溶融物から形成され、地殻物質が枯渇しましたが、その後、斜長石が再び豊富になりました。マントルの露出は 2 つの段階で発生しました。最初はヴァランギニアン期からオーテリビアン期(142–130 Ma)にかけて、年間約 7 mm の膨張が起こりました。次に、オーテリビアンからアルビアン（1億3000万～1億1300万年前）にかけて、マントルは年間約13 mmの速度で隆起しました。その後、アセノスフェアが地表まで浸透し、中央海嶺が形成され、通常の海洋地殻が形成されました。ペリドタイトの浅い2～3 kmは、深海での海水による変質により緑色の蛇紋岩に変化しました。その後、蛇紋岩の最表面の表皮（厚さ40 m）は、低温の海水処理により黄色の蛇紋岩に変化しました。

ゴリンジ堆は、アゾレス諸島-ジブラルタル断層帯に沿った海嶺の一部である。幅約60km、北東方向に長さ180kmである。2つの高い海山があり、ゲティスバーグ海山は深さ25m、オーモンド海山は海面下65mである。ここのプレート境界は4mm/yで収束し、互いにすれ違うように動いている。この堆に沿って上部マントルと海洋地殻が露出している。77Maの鉄アブロが貫入している。また、66Maにはカナリアホットスポットの マントルプルームが通過し、アルカリマグマの貫入を引き起こした。地殻があるところでは非常に薄く、モホ面が海底まで達している。堆積物はマントルを覆っているので、これは地殻とみなすことができる。中新世以来、褶曲や衝上断層運動によって吸収され、海洋地殻が短縮している。

ゴリンゲ堆の北にはテージョ深海平原があります。東にはポルトガルの大陸棚、西にはマデイラ トーレ海嶺があります。南にはオリストストロームがあります。これはゴリンゲ堆からの地滑りの残骸で、混沌とした堆積物を生み出しています。テージョ平原の大部分の地殻の厚さは 8 km ですが、北部では 2 km しかありません。北西にはエストレマドゥーラ海脚があります。

ゴリンジ バンクの南にはホースシュー深海平原があります。この平原は南にアンペール海山とコーラル パッチ海山、西はマデイラ トーレ海嶺、東は大陸斜面まで広がっています。この平原の下の地殻の厚さは 15 km です。数 km ごとに逆断層が出現し、平原では地殻の短縮が起こっています。

グアダルキビル盆地が海岸から西に広がるところがカディス湾である。中期中新世には山脈が造られ、中新世から鮮新世にかけては伸張が起こり、最後に更新世には海底が再び圧縮された。湾の海底にはダーウィン泥火山、メルカトル泥火山、チャレンジャー泥火山などの泥火山がある。 ^[11]

ルシタニア盆地は、ポルトガル中部の海岸に沿って一部が陸上、一部が沖合に広がっている。1億9600万年前から1億6200万年前のシネムリアン・カロビアン期には、厚い炭酸塩層が堆積した。ポルトガルの北岸沖には、やはり南北に伸びるポルト盆地がある。ここからさらに沖合に、またスペイン西岸沖にはガリシア内陸盆地がある。これらの盆地は、後期三畳紀（2億2000万年前から1億9500万年前）のリフトによって形成された。スペイン西岸沖のさらに沖合には、大陸地殻からなるガリシアバンクがあり、以前はフランドル帽に付着していた。ガリシアバンクには、ティトニアン期の浅瀬に堆積した石灰岩と泥灰岩がある。これは、ベリアス期（1億4300万年前）のドロマイトで覆われている。

ティトニアン～ベリアス期（1億5000万年前～1億4000万年前）には、リフトには炭酸塩が堆積した浅い台地と、深部に砂があった。ヴァランギニアン～オーテリビアン（1億4000万年前～1億3000万年前）には、炭酸塩で固められた堆積物が形成されていた。ヴァランギニアン～オーテリビアン（1億3000万年前～ 9400万年前）には酸素が乏しく、酸素がない期間が6回あった（無酸素事象）。チューロニアン～暁新世（ 9400万年前～6600万年前）には、酸素が再び利用可能になり、堆積物は赤みがかっていたり、多色だったりした。一部の地域では強い流れがあった。暁新世（ 6600万年前～5900万年前）には、黒っぽい頁岩がよどんだ水の酸素不足を示している。サネチアンから漸新世（5900万年前から3400万年前）にかけて、そして現在に至るまで、石灰質と珪質の堆積物が堆積しています。強力な深層水循環は約3400万年前に始まり、現在まで続いています。^[12]

海洋無酸素イベントは、ボナレッリイベント（9350万年前のOAE2 ）（カリブ海の火山噴火が原因）、9600万年前の中期セノマニアンイベント、およびアルビアン（約1億～1億1200万年前）のOAE 1b、OAE 1c、およびOAE 1dと呼ばれています。黒色頁岩の炭素は海洋だけでなく陸からも来ているようで、これらの期間中は窒素固定も高かったようです。

ルシタニア盆地は化石が非常に豊富で、主に海洋無脊椎動物^[13]と脊椎動物の化石があり、恐竜の骨や足跡も含まれています^{[14] 。}

1億7000万年前から1億2000万年前まで、グランドバンクスから分断されたヨーロッパとイベリア半島の間で200km以上の左横ずれが起こった。1億2000万年前から8300万年前まで、サルデーニャ島とコルシカ島地方で115kmの収束が起こった。8300万年前にヨーロッパとの収束が起こり、6770万年前にヨーロッパに対する動きが止まった。始新世の5500万年前から4600万年前には右横ずれがあった。その後、始新世から漸新世初期まで再び収束が続いた。^[15]

スペイン中央山脈は、テージョ川流域とドウロ川流域を隔てる山脈である。シエラ・デ・グレドス山脈とシエラ・デ・グアダラマ山脈がその名の通りの山脈である。この土地はアルプス造山運動の結果、圧縮され隆起した。^[16]

ピレネー山脈は、イベリアプレートがヨーロッパプレートに衝突し、部分的に沈み込んだときに形成されました。最初の圧縮は、サントニアン時代に始まり、薄くなった地殻が沈み込みました。西側の地殻は後に沈み込みました。南に衝上断層が形成され、中生代の盆地が反転しました。中央ピレネー山脈は最も短縮し、西側はより小さくなりました。短縮は4000万年間続きました。ペルム紀の堆積盆地はいくつかあり、深さは最大1kmです。これらは灰色のシルト岩、石炭、火山岩で始まり、赤色のシルト岩、砂岩、礫岩で覆われています。白亜紀末には、イベリア半島とフランスの間に約150kmの距離がありました。

ガヴァリンスラストシート:

• ハカ盆地: (ハカ付近) — 始新世
• アインサ盆地:アインサの北— 始新世 (ソブラルベ層はデルタ相に相当し、エスカニーリャ層はデルタ相から沖積相への移行期であり、コレガッツ層は扇状地堆積物で構成されている)。
• トレンプ・グラウス盆地: トレンプからグラウスまで — 始新世
• アガー盆地 — 下部新生代

ベティッチ山脈はスペイン南部と南東部の東北東方向に位置する山脈で、カディス湾からカボ・デ・ラ・ナオまで伸びています。

ベティコ山脈は、アフリカプレートとイベリア半島の複雑な相互作用の結果として形成されました。海岸沿いの内ベティコ山脈、内陸の外ベティコ山脈、スペイン（およびジブラルタル）の最南端のフリッシュ層、および前縁盆地であるグアダルキビール川流域の 4 つの部分で構成されています。形成は、中期漸新世から後期中新世にかけて 250 km の南北収束によって起こりました。西 50 km から北西収束。

ベティック諸島はジブラルタル弧の一部であり、モロッコのリーフも含まれる。

三畳紀とジュラ紀には、ベティカとマグレブの境界は互いに向かい合っていました。

内部ベティックまたはアルボラン地殻領域は海岸沿いに見られます。これらは中新世以前の変成基盤岩です。これらの山々は 3 つの断層によって形成されています (最初はネバド - フィラブリデが 50 ～ 70 km の深さに埋もれ、次にアルプジャリデ、最後にマラギデ)。地殻は大幅に厚くなり、下部の断層は高圧変成を受けました。内部ベティックには多くの窪みがあり、堆積物で満たされた盆地を形成しています。これらはベティック新第三紀盆地と呼ばれ、現在も形成が続いています。

マラギド断層シートには、シルル紀から漸新世の岩石が含まれています。シルル紀の岩石はバリスカン造山運動で変形しましたが、このシートの岩石は低度の変成作用しか受けていません。マラガの北と東、および内部ベティックと外部ベティックの境界に沿った帯状地帯で見つかります。マラギド断層シートの岩石には、千枚岩、変灰色岩、石灰岩、変礫岩が含まれます。デボン紀と初期石炭紀は灰色の粘板岩と礫岩で表され、少量の石灰岩、チャート、放散虫岩が含まれます。ペルム紀から三畳紀の赤色の層がいくつかあり、礫岩から始まり、砂岩とリュータイトへと薄くなります。

アルプジャリデ断層シートは、マラガ県西部から東のカルタヘナまで広がっています。この層はマラギデ断層シートよりも変成が進んでいます。深さ 35 ～ 50 km に埋もれています。その基部は雲母片岩で、ペルム紀より古い堆積物から形成された片麻岩とミグマタイトがいくらか含まれています。その上にはペルム紀の青灰色の片岩があり、次の層は中期から後期三畳紀の炭酸塩岩です。その上には黒色の雲母片岩があり、最上層は茶色の変成泥岩と珪岩です。

三畳紀中生代から中新世の堆積物は、外部ベティック層を形成します。深層水堆積物のあるサブベティック層は南東部にあり、北西部のプレベティック層には浅層水堆積物があります。カンポ デ ジブラルタル層は、漸新世に形成された陸源堆積物から付加された柱状構造です。

フォルトゥナ盆地は東ベティクスを構成している。トルトーニアンから鮮新世（1160万年前より新しい時代）にかけてのものである。盆地底は当初急速に沈降した。地中海とつながっていたため、海成堆積物で埋まり始めた。後に孤立し、蒸発岩が出現し始めた。これらはその後、トルトーニアン後期720万年前までに大陸堆積物で覆われた。盆地は縁が地殻変動により隆起したため孤立した。メッシニアンから鮮新世前期720万年前～360万年前にかけて、盆地底はさらに1km低下し、大陸堆積物で埋まった。鮮新世には、盆地は圧縮、剪断、隆起した。^[17]

ロンダ ペリドタイトは、アルプジャリデ断層内の西部内部ベティックスに露出しています。これらは部分的に蛇紋岩化しています。ペリドタイトの種類はレルゾライトです。これらは 1ギガパスカル(GPa)の圧力で貫入しました。ロンダ ペリドタイトの下には、 1.5 GPa の圧力で形成されたエクロジャイトがあります。2 つの山塊、シエラ ベルメハとシエラ アルプジャタは、西部外部ベティックスと同様に、固化以来西に 40° 回転しています。^[18]

ネバド・フィラブリデ断層シートは、50～70 km の深さに埋没している。このシートには、古生代から白亜紀の岩石が含まれている。高圧低温変成作用を受けている。このシートは 3 つのユニットから構成される。ラグア ユニットは、アルバイトとグラファイトを含む雲母片岩、および珪岩から構成される。カラル アルト ユニットは、古生代のクロリトイドとグラファイトを含む雲母片岩、淡色のペルム紀-三畳紀の片岩、および三畳紀の大理石から構成され、最高 450 °C で上部緑色片岩レベルまで変成されている。ベダール・マカエル ユニットは、両閃岩レベルまで変成され、大理石、蛇紋岩、電気石片麻岩、およびより一般的な片岩を含む。このユニットは 550 °C まで加熱された。^[19]

ベティカスの西端にはグアダルキビル盆地があります。この盆地は、南ポルトガル帯、オッサ モレナ帯、中央イベリア帯を不整合に覆っています。この盆地には新第三紀から第四紀の物質が含まれています。

ベティックスは新生代に約 300 km 圧縮されました。

後期中新世にはジブラルタル弧にシル（陸橋）が形成され、地中海と大西洋が何度も分断された。これにより地中海は蒸発した。^[20]

ジブラルタルの岩は一枚岩の石灰岩の岬です。この岩はおよそ 2 億年前のジュラ紀に形成され、ベティック造山運動中に隆起しました。

スペインとジブラルタルの南にあるアルボラン盆地は、大陸地殻が広がり、わずか12〜15 kmの厚さにまで薄くなることで、中新世初期に形成されました。アルボラン海の下は現在も堆積物で満たされています。これまでに8 kmの堆積物が蓄積されています。アルボラン海の底には、火山流で形成された地域が数多くあります。これには、海の真ん中にあるアルボラン島も含まれます。^[21]鮮新世と更新世の間、火山活動は続きました。

トランスアルボラン剪断帯は、スペインのアリカンテからムルシア海岸に沿ってベティク山脈を抜け、アルボラン海を越えてモロッコのティディキン山脈まで伸びる、35°（北東）方向の断層帯です。この帯は地震の形で現れます。南東側は北東方向に、北西側は南西方向に動いています。

バレアレス諸島はバレアレス岬と呼ばれる高台にあります。

マジョルカ：

• ポルト・デス・カノンジュ層 — ペルム紀、グアダルーピア時代
• アサ層 — ペルム紀、ロピンギアン期
• ソン・セラルタ層 - 三畳紀、アニシア期

メノルカ島:

• サクソニアン相 = アサ層 — ペルム紀、ロピングアン期: 260–251 Ma
• 礫岩^{[明確化が必要]} — 三畳紀、オレネキアン期、スミシアン期: 249 Ma
• ブンツァンドシュタイン— 三畳紀、オレネキアン期およびアニシアン期: 2億4800万～2億3700万年前
• ムシェルカルク— 三畳紀、ラディニアン期: 237～238 Ma

南縁は狭い棚で、炭酸塩が堆積している。堆積物は棚から溢れ出る。フォルメンテラ島とカブレラ島の間にあるカブレラ島の南には、数十の噴出口がある小さな火山地域がある。棚の南側の斜面はエミール・ボード断崖である。そこにはメノルカ渓谷という1つの峡谷しかなく、その底にはメノルカ扇状地がある。^[21] バレアレス岬の地殻の厚さは25kmである。リソスフェアはわずか30kmで、その下には低地震速度のアセノスフェアがある。

メノルカ島には、バリスカン基盤岩の露頭が広範囲に見られる。三畳紀には、ドイツの堆積物に似た堆積物が形成された。ジュラ紀初期には浅い海水に覆われ、石灰岩が形成された。ジュラ紀中期から後期にかけて、深海で泥灰岩と石灰岩が形成された。白亜紀には、泥灰岩と浅海石灰岩が形成された。白亜紀後期から古第三紀にかけては、堆積物はほとんどなかった。始新世以降、南東部に浅海石灰岩がいくらか存在する。始新世から漸新世初期にかけて、サルデーニャ島はバレアレス岬 (メノルカ島) の北東に位置していた。サルデーニャ島とコルシカ島は、1900万年から1500万年の間に回転移動した。漸新世以降、礫岩がいくらか存在する。

新第三紀には造山運動が再び始まりました。地面が変形するにつれて、礫岩、石灰質砂岩、石灰岩、石灰質タービダイトが出現しました。後期漸新世から中期中新世にかけての造山運動の間、地面は 50% 短縮 (圧縮) されました。マヨルカ島の南東部では、後期漸新世からランギアンにかけて、ひっくり返った褶曲が形成されました。中期および後期中新世 (主にセラバリアン) には、地面が引き伸ばされ (拡張)、断層が形成されて盆地が作られました。後期中新世には、そこが水と堆積物で満たされました。造山運動の後、石灰岩の泥灰岩と石灰質砂岩が追加されました。その後、鮮新世から現在まで、再び収縮が起こっています。

中新世初期には、石灰アルカリ質火山岩の火山が 2 つありました。

バレアレス諸島の南には、4～6 kmの海洋性地殻と15 km未満のモホ面の底に覆われたアルジェリア盆地があります。この盆地の底は、ダイアピルから堆積物に流れ込んだ厚さ1.2 kmのメッシニアン蒸発岩の上に重なる、鮮新世から第四紀の堆積物0.5 kmです。 ^[22]

圧縮状態はイベリア半島の北縁に沿って西に広がり、ビスケー湾は狭くなり、湾底の沈み込みが起こり、白亜紀末期から始新世初期にかけてカンタブリア山脈が形成されました。沈み込みは5400万年前に終了しました。

スペイン北東端がユーラシア大陸と衝突したことによる圧力が内陸部に影響を及ぼし、イベリア盆地が隆起して中央の北東にイベリア山脈を形成した。アゾレス諸島-ジブラルタル変成帯は約 30 Ma に活動を開始した。この変成帯は大西洋の海底に尾根として現れ、現在でも地震帯として見られる。アフリカはイベリア半島とユーラシア大陸に対して東に移動した。これによりバレンシア海溝とバレアレス海盆が形成された。イベリア半島のこの南東側の伸張は南フランスから広がった。伸張は 23 Ma から 20 Ma の間にアルボリア盆地に達し、形成された。

アフリカはユーラシアに向かって収束し、トルトニアン期には方向が北北西から北西に変わった。この圧縮の変化により、中期中新世に地中海沿岸にベエティカ山脈が形成された。イベリア中央系およびアルボラン盆地では盆地が反転して隆起した。これらの地域では鮮新世以来、地殻の褶曲が続いている。一部の沿岸地域は鮮新世に数百メートル隆起した。また、アルボラン盆地には新しい剪断帯が出現した。 ^[6]

ニニェロラ石膏ユニットはバレンシアから 15 キロメートル南にあります。石膏、泥灰岩、石灰岩の層で構成されています。この層の石膏の塊は、彫刻用のアラバスターとして使用されてきました。これは淡水湖から堆積したもので、硫酸塩は多く、塩化物は少ないです。

スペイン北西部のドウロ盆地は、イベリア半島最大の新生代盆地です。漸新世および中新世の大陸堆積物の厚さは最大 2.5 km です。盆地は南は中央系、東はイベリア山脈、北東はカンタブリア山脈に囲まれています。カンタブリア山脈がこの盆地の堆積物の主な供給源です。ドウロ川は960 万年前に大西洋とつながって盆地を流れ始めました。盆地ではローマ時代に金が採掘されました。最も有名な鉱山はラス メドゥラスです。沖積鉱床から流れてくる金の薄片を捕らえるために、脂ぎったウールが使用されました。リボンの北には、2000 年前の別の金鉱山があります。

ポルトガルの始新世の盆地は 2 つあり、南西方向に伸びるモンデゴ盆地と下タホ川盆地です。これらの地溝の形成と同時に、アルガルヴェ盆地が隆起しました。中新世には、ルシタニア盆地が圧縮され、ポルトガル中央山脈と西部山脈が形成されました。これらも南西方向に伸びています。山脈は、山麓盆地または前縁盆地も形成します。断層は南南​​西方向に発達しました。これらの断層によって、いくつかの引き離し盆地が形成されました。

後期鮮新世（260万年前）には隆起が進み、以前に堆積した堆積物は侵食によって削り取られた。それ以来、ポルトガルの海岸は年間約0.1mmの速度で隆起し続けている。^[23]

エブロ盆地はピレネー山脈と同時に下向きの隆起として形成された。5500万年から3700万年前まで、この盆地は海面より低く、海洋堆積物で満たされていた。始新世中期から後期にかけて、海が干上がるにつれて蒸発岩が形成され、カルドナ蒸発岩が形成された。漸新世の終わりまで、この盆地は大陸盆地となった。漸新世から中新世にかけて、この地域はピレネー山脈、イベリア山脈、カタルーニャ海岸山脈などの周囲の山脈の浸食された岩石を閉じ込める内陸湖^[24]で覆われていた。中新世後期からは、エブロ川がこの盆地を排水して地中海に流れ込んだ。

テージョ川流域は漸新世末期から中新世末期にかけて大陸堆積物を受け、テージョ川によってリスボンを越えて大西洋に流れ出ています。

イベリア半島北西部のアスポンテス盆地は、漸新世後期から中新世前期にかけての沖積層と湖沼堆積物で満たされています。

カタルーニャ海岸山脈は、圧縮により始新世に形成され、エブロ盆地の閉鎖に寄与した。^{[24]その後、漸新世と中新世には、バレンシア・トラフが開き、伸張が起こった。この地域の地殻全体が}単斜面 状に曲がった。山脈は北東から南西に伸びており、元の盆地に対して斜めの角度になっている。

地中海沿岸の火山は、マントル岩石圏の薄化により形成された。レバンテ地域はバレンシア・トラフの南西端にある。火山は800万年から100万年前のものである。ピレネー山脈の東端にある北東火山地域は、1400万年前から11,000年前のものである。火山は最初にエンポルダ盆地で形成され、次にラ・セルバ盆地で形成され、最後にセルダニャ盆地で形成された。アルメリアとムルシアにはアルカリ火山がある。^[7]

バレンシア・トラフは、スペインの地中海北東岸（バルセロナ付近）とバレアレス諸島の間にある。これは、イベリア半島の大陸棚斜面とバレアレス諸島周辺の大陸棚斜面の間にある北東から南西に伸びる窪地である。これはもともと後期漸新世から前期中新世の間に、プロヴァンス盆地と同じ時期に開いた。カタルーニャ海岸沖の大陸棚は幅6～30 kmである。いくつかのV字型の峡谷が棚を深く切り込んでおり、その中にはフォワ峡谷、ベソス峡谷、アレニス峡谷、ラ・フォンダ峡谷、クレウス峡谷がある。浅い沿岸棚であるエブロ川縁辺はエブロ川が水源となっており、ここの棚の幅は70 kmである。バレアレス諸島縁辺の棚は幅20 km未満で、堆積物の流入は少なく、炭酸塩が主である。

バレンシア海溝の底にはバレンシア海峡があり、これは堆積物を北東のプロヴァンス盆地まで運ぶ峡谷です。

バレンシア トラフは、大陸地殻が広がった部分です。最も深いところでは、モホロビチッチ不連続面(「モホ面」) の深さはわずか 8 km ですが、大陸の下では 32 km あります。バレアレス諸島の下では、深さは 23 ～ 25 km まで上がります。バレンシア トラフ軸の下にある他の地点では、15 ～ 10 km の深さにモホ面があります。リソスフェアの厚さはわずか 50 ～ 80 km で、マントルの伝わる音速は異常に遅いです。

トラフの地殻は、大陸と似た歴史をたどった。バリスカン造山運動で圧縮され、中生代に拡大して堆積物で満たされた盆地ができ、白亜紀に圧縮されて隆起し、その後侵食された。始新世と漸新世後期には、陸生堆積物で満たされた盆地がいくつかあった。

漸新世最上部と中新世前期に地溝帯が形成され、大陸堆積物が形成された。続いて浅い棚に海洋堆積物が形成された。この時期に、トラフは伸張により現在の規模にまで成長した。中期および後期中新世には、砕屑性堆積物が海水中に堆積した。その後、地中海の水位は蒸発により大幅に低下した。このメッシニアン塩分危機の際、大気に露出した堆積物に深い溝が掘られ、メッシニアン塩堆積物が深部に付着した。鮮新世および完新世には、浅い部分にデルタが、深部には深海扇状地が形成された。^[22]

谷の周囲の斜面は、多くの海底地滑りの影響を受けてきた。そのほとんどは、面積が 100 km ^{2未満の小規模なものである。いわゆる「ビッグ '95」土石流は、}コロンブレテス諸島の向こうのカステリョン デ ラ プラナ沖で発生した大規模な地滑りである。この地滑りは 2200 km ²に及び、26 km ³または 50 ギガトンの堆積物を含んでいる。長さは 110 km、平均厚さは 13 m、海面下 600 m から 1800 m の範囲である。炭素 14年代測定によると、この地滑りは紀元前 9500 年以前に発生した。これは、コロンブレテス諸島を海面より上に持ち上げたのと同じ火山ドームによって引き起こされたと考えられている。^[25]

バレアレス深海平原はバレアレス諸島の東にあります。バレアレス巨大タービダイトと呼ばれる起源不明の大規模な海底地滑り堆積物は、77,000 km ²を覆い、厚さ 10 m の 600 km ³の堆積物を含んでいます。地滑りは、最後の低地で発生しました。

海岸沿いには部分的に固まった隆起した砂浜や小石浜があり、その年代は53,700年から75,800年前と推定されている。^[26] トルカ・デル・カルリスタにはヨーロッパ最大の洞窟（La Grand Sala del GEV）がある。バスク地方にある。面積は76,620平方メートル、大きさは245メートル×520メートルである。^[27]

イベリア半島は、主に中生代と中新世の古生物学にとって非常に豊かな地域です。ポルトガルとスペインには、いくつかの重要な恐竜の産地が知られています。ポルトガルでは、ロウリニャ層が中生代の最も豊かな層の一つで、主に恐竜と哺乳類の化石が見つかります。スペインのクエンカのラス・オヤスで奇妙な恐竜が発見されました。元の動物は体長6メートルで、こぶと羽毛がありました。化石は後期白亜紀のバレミアン期のもので、コンカベナトル・コルコバトゥスと呼ばれています。^{[28]上部ジュラ紀から下部白亜紀の間に生息していた真に巨大な恐竜、}トゥリアサウルス・リオデヴェンシスもスペインのテルエルのリオデヴァで発見されました。この動物は体長37メートル、体重は40～48トンでした。^[29]

ネアンデルタール人の最も新しい遺跡はアントン洞窟から発見されたことが知られている。^[30]

地殻の厚さはイベリア半島の大部分で 30 ～ 35 km ですが、西海岸では 28 km まで薄くなります。ただし、山岳地帯はより厚くなります。イベリア山塊の地殻の深さは 30 ～ 35 km です。西部ベティックスの地殻は 39 km の厚さで 3 層ですが、東部ベティックスの地殻は 23 km の厚さで 2 層です。ベティックス付近の海岸沿いの地殻の厚さは 23 ～ 25 km です。ベティック リソスフェア (地殻と固体マントル) の厚さは 100 ～ 110 km です。アルボラン海の下の地殻の厚さは 16 km です。アルボラン リソスフェアの厚さは 40 km です。

テージョ川とドウロ川の盆地は隆起していますが、負のブーゲ異常を示しています。これは、地殻の密度が低いためと考えられます。オッサ モエナ地域と南ポルトガル地域では、地殻の密度が高いため、正のブーゲ異常があります。地中海沿岸では、リソスフェアが 75 km 未満に薄くなったため、正のブーゲ異常があります。

大西洋の海底からの海嶺の押し出しによって及ぼされる力は3.0 TN/m (10 ¹² ニュートン/メートル) です。54 Ma にはこの力は 2 TN/m と低下しました。

GPS ステーションは、大陸移動と地殻変動によるゆっくりとした動きを測定します。

熱流量はイベリア山塊では60～70 mW/m ²で、ベティカス山脈では岩石圏が薄いアルボラン海で100～120 mW/m ²です。ポルトガルの最南端では 40 mW/m ^{2という低い熱流量が測定されています。}

スペインでは鉱業の歴史が長い。リオ・ティントでは5000年もの間銅の採掘が行われてきた。^[31]世界最大の水銀鉱床はスペインのアルマデンにあり、25万トンの生産量がある。^[32]

ムルシア州ラ・ウニオンの鉱山はローマ時代から鉛、鉄、銀、亜鉛を産出していたが、1991年に枯渇のため閉鎖された。^{[33]ハエン州リナレス近郊の}カストゥロの鉛鉱山は古代から1991年まで操業していた。ここはリナレス・ラ・カロライナ鉱山地区の一部で、青銅器時代には銅が採掘されていた。ローマ時代の鉱山はアラヤネス、ラ・クルス、シエラ・モレナのエル・センテニージョとサラス・デ・ガリアルダで操業していた。^{[34] [35]}

パレンシア鉱山盆地では石炭紀の鉱床から黒炭と無煙炭が採掘された。^[36]

1755 年 11 月 1 日のリスボン大地震は、歴史上最も破壊的な地震の 1 つであり、約 10 万人が死亡しました。1969年のポルトガル地震は、被害がはるかに小さく、モロッコとポルトガルで 13 人が死亡しました。

イベリア半島には、 いくつかの地球境界層準セクションとポイントが定義されています。

17世紀、医師のアルフォンソ・リモン・モンテロ [es]は、スペインの川や泉からの水の蒸発を研究し、水循環モデルを提唱しました。^[42] しかし、地質学の論文が出版されたのは18世紀になってからでした。^[43] 1754年にホセ・トルビアは、スペインの自然史研究の書 [es]を出版しました。これは、世界的な洪水の理論を擁護し、イベリア半島やその他の場所から化石を集めた、スペイン語で書かれた最初の論文と考えられています。^{[44] [45]} 1771年、カルロス3世国王はレアル・ガビネテ・デ・ヒストリア・ナチュラル・デ・マドリッド [es]（マドリード王立自然史会議所）を設立し、ギレルモ・ボウルズはニコラス・デ・アザラの援助を得て、地質学的データを集めた著作『Introducción a la Historia Natural ya la Geografía Física de España』（スペインの自然史と物理地理学への紹介）を出版した。彼が半島を旅して集めた遺跡、岩石、鉱物。^{[43] [46]} 1797 年から 1798 年にかけて、ドイツ人のクリスチャン ヘルゲン [de] は、ヨハン フリードリヒ ヴィルヘルム ヴィデンマン [de]の著書『オリクトノーシア』 をスペイン語に翻訳しました。この翻訳によって得られた名声により、カルロス4世は彼を1799年に刊行された『自然史年鑑』の編集者に任命した。 ^[47]

アグスティン・ヤニェス・イ・ジローナは、1819 年の著書『モンジュイッチ起源と地質学記述』で初めて地質学という用語を使用しました。フェルナンド7世の治世下で、民間の鉱山会社を規制する1825年鉱業法が制定された^{[43] 。 [48]} 1834年、ギレルモ・シュルツはスペイン初の地質図、つまりガリシア地域の縮尺1:400,000の地図を作成した。^[49]

チャールズ・ライエルは1830年の夏と1853年の冬にスペインを訪れた。ピレネー山脈を訪れたライエルは、この山脈を形成した造山運動を研究することになった。彼は、この山脈がこれまで信じられていたような単一の大災害の結果ではなく、長い時間をかけて形成されたことを発見した。これがライエルの地質史の概念の発展につながった。彼の著書『1830年から1833年までの地質学要綱』は、1847年にエスケラ・デル・バヨによってスペイン語に翻訳された。これはスペインで一般大衆が利用できる最初の現代地質学の教科書であったため、教科書として使用された。これにより、ライエルの考えと用語が広まった。^[50]

エスケラ・デル・バヨは 1850 年にスペイン初の地質図を作成しました^[50]ホアキン・エスケラ・デル・バヨは 1849 年にマドリッド地質地図委員会とジェネラル・デル・レイノ委員会を設立しました。1850 年にこれはスペイン地図委員会に改名されました。この組織は現在、Instituto Geológico y Minero de Españaと呼ばれています。 その目的はスペインの本と地図を出版することであった^{[51] 。 [52]} ギレルモ・シュルツは、アストゥリアスの地質の質の高い地図を描きました。これにデル・バヨのスペイン地図、そしてモーリッツ・ウィルコムのイベリア半島全体の地質図が続きました。^[53]

マドリード大学が「地質学と古生物学」という科目を初めて提供したのは、1854年にフアン・ビラノバ・イ・ピエラが地質学と古生物学の教授に就任したときであった。^[54]

Real Sociedad Española de Historia Natural (スペイン王立自然史協会) は 1871 年に設立されました。^[55] ミゲル・コルメイロ・イ・ペニドがこの組織の初代会長でした。^[56]スペイン地図地理委員会は 1873 年にマヌエル・フェルナンデス・デ・カストロが委員会を再設立し、地質学の研究を再開する法令を発行するまで衰退した。^[57] 1875年から1891年にかけて、ルーカス・マラダ・イ・プエヨは『 Sinopsis de las especies fósiles que se han encontrado en España 』（スペインで発見された化石種の概要）という著作を『Boletín Geológico y Minero』誌に発表した。 1892 年に、彼はスペインで発見された化石種の総合カタログを出版しました。この作品には 4,058 種が含まれています。^[58] 1882年、バルセロナに地質博物館（別名マルトレル博物館）が開館した。

第14回国際地質学会議は1926年にマドリードで開催されました。^[59]スペイン内戦とその余波により、スペインにおける地質学の研究は衰退しました。^[43]

1972年にスペインの1:50000縮尺の地図を作成するためのMAGNA計画が策定されました（この作業は1952年にポルトガルで開始されました）。^{[43] [60]}

1986年から1987年にかけて、ECORS-Pirineosと呼ばれるスペインとフランスの共同研究チームが、ピレネー山脈を横断する250kmに及ぶ地震探査垂直反射プロファイルを作成した。^[61] 2000年までにピレネー山脈を横断する6つの地震探査プロファイルが作成され、地殻の厚さや造山帯の内部構造に関する豊富な情報が提供された。^[62]

1852年から1857年にかけて、カルロス・リベイロはドウロ川とテージョ川の間のポルトガル地域の縮尺1:480,000の地質図を作成し、アレンテージョで地質学の研究を行った。^[63]ポルトガルは1857年にポルトガル地質委員会を設立した。カルロス・リベイロとペレイラ・ダ・コスタが指揮を執った。^[64]リベイロはネリー・デルガードとともに縮尺1:500,000のポルトガル初の地質図を出版した。これは1899年にスイスの地質学者ポール・ショファットによって再発行され、更新された。^[65]

第二次世界大戦中、フランス政府はジョルジュ・ズビシェフスキを雇い、ポルトガルの鉱床、特にタングステンの記録をさせた。^[66]その後数年間でズビシェフスキは地質学に関する約300の論文を発表し、5枚の1:50 000スケールの地質図を作成した。^{[66]リスボンの地質博物館は国立エネルギー地質学研究所の一部である。そこには}カルロス・リベイロ、ネリー・デルガド、ポール・ショファット らが収集した1859年まで遡る標本が収蔵されている。^[67]

• スペインの地形図

• Journal of Iberian Geology ( ISSN  1886-7995) は、当初はCuadernos de Geología Ibéricaと呼ばれ、1970 年に出版が開始されました。1999 年に改名されました。
• IGME Instituto Geológico y Minero de España: 地質図 — スペインをカバーする 1:50,000 の地図のリスト。
• Geogaceta はSociedad Geológica de España からウェイバック マシンに 2018 年 1 月 18 日にアーカイブされました
• 『Estudios Geológicos』は 1945 年に出版を開始し、スペイン研究評議会によって編集され、国立科学博物館によって出版されました。
• 「TOPO-EUROPE: 地球深部と表面プロセスの結合に関する地球科学: 3.4. アフリカ-ヨーロッパ衝突帯の前面: イベリア小大陸」。2010 年 10 月 14 日にオリジナルからアーカイブされました。
• Jenkyns HC、BW Sellwood、L. Pomar (1990)「マヨルカ島へのフィールドエクスカーションガイド」。地質学者協会ガイド第42号、Wayback Machineで2021-04-17にアーカイブ。
• Moseley F. (1990)「スペイン、コスタブランカの地質学フィールドガイド」。地質学者協会ガイド第43号、2021年4月17日、Wayback Machineにアーカイブ。
• ギボンズ W. と T. モレノ (2012)「バルセロナの地質学: 都市観光ガイド」。地質学者協会ガイド No.70、Wayback Machine で 2021-04-17にアーカイブ。ISBN 978-0900717-56-7 

• Gomez, MDP; Alonso, MDR (2000年12 月)。「スペイン中部、ペーニャ ネグラ アナテクティック コンプレックスにおけるメルト-レストタイト分離に関連するコーディエライト花崗岩の二重性」。カナダ鉱物学者。38 ( 6): 1329–1346。Bibcode :2000CaMin..38.1329G。doi : 10.2113/ gscanmin.38.6.1329。hdl : 10366/19422。