El Macizo Central es uno de los dos grandes macizos de sótanos en Francia , el otro es el Macizo Armórico . La evolución geológica del Macizo Central comenzó a finales del Neoproterozoico y continúa hasta nuestros días. Ha sido conformada principalmente por la orogenia caledonia y la orogenia varisca . La orogenia alpina también ha dejado sus huellas, probablemente provocando el importante vulcanismo cenozoico . El Macizo Central tiene una historia geológica muy larga, subrayada por edades de circón que se remontan al Archaean 3 hace mil millones de años. Estructuralmente se compone principalmente de apilados metamórficas sótano nappes . [1]
Introducción
Los afloramientos del sótano del Macizo Central tienen aproximadamente el contorno de un triángulo en su punta. Por su tamaño - 500 kilómetros de largo y 340 kilómetros de ancho - el Macizo Central participa de varias zonas tectono-metamórficas formadas durante la orogenia varisca. La mayor parte del macizo pertenece a la Zona Ligero-Arverna , a veces también llamada microcontinente Ligeria . Con su extremo noreste, el Morvan , llega a la Zona Morvano-Vosgian que se convierte en la Zona Moldanubia más al este. Todas estas zonas constituyen el núcleo interior del orógeno varisco en Europa que se caracteriza por las siguientes características:
- Contiene restos de corteza oceánica que fueron subducidos durante el Silúrico y el Devónico .
- El acercamiento de Gondwana desde el sur al microcontinente cadomiano Armórica (y más al este a la subida cristalina sajoturingia media alemana ) indujo una colisión continental que dividió el sótano en varias napas a gran escala y las empujó hacia el sur.
- Tras el empuje el orógeno fue exhumado diacrónicamente. La exhumación comenzó en el macizo central occidental y septentrional ya en el Devónico superior ( Frasniano ) hace 380 millones de años, mientras que la parte sur se elevó mucho más tarde (en el Tournaisiano , 350 MA AP). Los Vosgos más al este se levantaron incluso más tarde, al final del Viséan en 330 MA BP.
En el extremo sur, el Macizo Central forma parte de la Zona de la Montaña Negra . Esta zona constituye junto con los Pirineos el microcontinente Aquitania ; ya no está formado por napas del sótano, sino que contiene napas sedimentarias paleozoicas de bajo grado que se han deslizado gravitacionalmente hacia el sur desde el basamento neoproterozoico ascendente.
Geografía
El Macizo Central está atravesado por importantes zonas de fallas que lo dividen en varios dominios espaciales.
La línea de falla más importante es probablemente la Sillon Houiller que golpea NNE-SSW , una falla normal de 250 kilómetros de largo con un fuerte componente de desgarro sinistral. El Sillon Houiller separa la sección occidental no volcánica de la sección volcánica central y oriental. Más al sur se convierte en la falla de Toulouse .
El graben de Limagne del Oligoceno penetra casi 150 kilómetros en el Massiv Central desde el norte y casi logra cortar hacia las Grands Causses .
La estrecha sección central al oeste de este sistema de graben contiene estratovolcanes como el Cantal , el volcán en escudo más alto de Europa, y los Monts Dore (incluida la elevación más alta del macizo, el Puy de Sancy ), pero también maar y cráteres de explosión de la Chaîne des Puys. Más al norte.
La sección oriental se extiende desde Morvan en el noreste hasta Cévennes en el sur. Limita al este con el graben de Bresse y su extensión en el Bas Dauphiné . El cambio de altitud hacia los grabens es bastante drástico. Las estructuras de graben a lo largo del borde sureste ya forman parte de la cuenca oceánica Liguro-Provenzal . La sección oriental se subdivide aún más por el graben de Roanne y su continuación al sur por la Plaine du Forez . También está cortado por la cuenca de deslizamiento Pérmico de tendencia NE de Blanzy - Le Creusot que separa el Morvan del macizo principal.
Cerca de Figeac y Decazeville se encuentra una importante división de impacto ESE-WNW que separa el Rouergue y la Montagne Noire en el sur casi por completo de los afloramientos del sótano principal.
En general, el Macizo Central es un basamento asimétrico elevado en su margen sur por la orogenia pirenaica y en su margen este por la orogenia alpina. A lo largo de estos márgenes desciende de manera muy abrupta a los grabens circundantes. Estos márgenes también muestran las elevaciones más altas, la placa se inclina suavemente hacia el noroeste donde las rocas del basamento desaparecen bajo la cubierta mesozoica de la cuenca de Aquitania y la cuenca de París . Este modelo algo simplista está perturbado localmente por líneas de falla y estructuras de graben; por ejemplo, la elevación más alta del macizo se coloca en la sección central (Puy de Sancy que culmina a 1886 metros) como ya se mencionó.
Dominios tectono-metamórficos
Las rocas cristalinas del basamento del Macizo Central (principalmente gneises y esquistos metamórficos ) han sido divididas por M. Chenevoy (1974) en tres dominios tectono-metamórficos:
- el dominio de Arverne ( Auvernia )
- el dominio Ruteno-Limousin ( Rouergue - Limousin )
- el dominio de Cevenole ( Cévennes )
El dominio de Arverne
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El dominio de Arverne es estructuralmente el dominio más bajo con carácter parautóctono. Rodea altos sótanos como la cúpula de Saint-Mathieu , la cúpula de Sussac o la enorme meseta de Millevaches . Todas estas ventanas tectónicas en el sótano inferior están situadas en la sección occidental no volcánica. Afloramientos más continuos del dominio de Arverne se pueden encontrar en Auvernia (de ahí el nombre), el oeste de Marche , el norte de Morvan , el Lyonnais y el Livradois ( Haut-Allier ).
Las ahora rocas metamórficas de alto grado - esencialmente se alcanzó la facies de anfibolita con condiciones de presión media y alta temperatura - se depositaron originalmente como secuencias de flysch a lo largo de la vertiente continental norte de Gondwanas . Esta secuencia de flysch consistió en depósitos arcillosos ( pelitas ) y arenosos ( grauvacas ) monótonos y rítmicamente intercalados que alcanzaron el asombroso espesor de 15 kilómetros en algunos lugares. Su sección media contiene depósitos volcánicos bimodales con un espesor de varios miles de metros. Predomina el material de composición riolítica , pero también aparecen basaltos toleíticos , peridotitas raras y lentes de carbonato . Esta secuencia neoproterozoica originalmente se estimó en 650 millones de años, aunque su edad se ha reducido recientemente a 600 - 550 millones de años AP ( Ediacaran ).
Los sedimentos del dominio Arverne se metamorfosearon principalmente durante la fase acadia de la orogenia caledónica hace unos 400 - 350 millones de años. Las presiones alcanzaron 0,6 - 0,8 GPa según una profundidad de enterramiento de unos 20 - 25 kilómetros, con un gradiente de temperatura de 20 - 25 ° C por kilómetro. La sucesión sedimentaria original se transformó en migmatitas en su base, seguidas de gneises , micasquistas y finalmente esquistos sericitas y esquistos cloritos en la parte superior, siendo los esquistos en la parte superior sólo metamorfoseados en condiciones de facies de esquistos verdes . El material volcánico se transformó en leptinitas y anfibolitas .
En esta sucesión metamórfica se incluyen también augengneisses que se originaron a partir de ortogneis cizallados , que a su vez representan granitoides porfíricos datados alrededor de 500 MA AP ( Furongian ).
Dominio Ruteno-Limousin
Las rocas metamórficas del dominio Ruteno-Limousin solo se encuentran en el Limousin, el Rouergue, el este de Marche, el Châtaigneraie , el sur de Margeride y en las partes occidentales de las Cévennes. La sucesión, una vez sedimentaria, comienza como en el dominio de Arverne, pero comprende también una secuencia paleozoica en su parte superior. El Paleozoico comienza en el Cámbrico Inferior con una espesa serie volcanogénica de composición riolítica. Esto es seguido por el Cámbrico Superior, el Ordovícico y el Silúrico fechados .
En el Limousin, el dominio Ruteno-Limousin sufrió como el dominio Arverne únicamente el metamorfismo de la fase acadia. En el Rouergue, sin embargo, esto fue sobreimpreso por el metamorfismo herciniano que se desarrolló en condiciones LP / HT.
Dominio Cevenole
El dominio de Cevenole incluye Cévennes, Montagne Noire, Monts d'Albi y Lyonnais. Los esquistos cristalinos basales del dominio Arverne son seguidos por un Paleozoico bien fechado (Cámbrico y Ordovícico). En la Montagne Noire, en el mismo sur, esta serie paleozoica escapó por completo a cualquier transformación metamórfica y llega hasta el Misisipio, pero más al norte, en los Albigeois y en las Cevenas, retoma progresivamente el metamorfismo herciniano.
Para resumir: los tres dominios comparten la sucesión neoproterozoica basal (o al menos partes de ella). Se diferencian en la parte paleozoica: el dominio de Arverne, por ejemplo, está completamente desprovisto de rocas paleozoicas. El dominio de Arverne alcanza estructuralmente más profundo, su Neoproterozoico desciende hasta las migmatitas basales. El dominio de Cevenole, por otro lado, es mucho más superficial, su Neoproterozoico comprende solo esquistos estructuralmente más altos y en la Montagne Noire incluso un Paleozoico completamente no metamórfico. El dominio Ruteno-Limousin asume una posición intermedia.
Secuencias metamórficas de bajo grado
Las rocas de facies de esquisto verde de bajo grado están subrepresentadas en el Macizo Central y se encuentran principalmente a lo largo de la periferia. Algunos ejemplos son la unidad de Génis , la unidad de Thiviers-Payzac en Bas Limousin , los esquistos de Mazerolles en la Haute Charente , la unidad de Brévenne en Lyonnais en el noreste y los esquistos de Albigeois en el sur.
La Unidad Génis, por ejemplo, muestra la siguiente sucesión (de jóvenes a mayores):
- Génis Greenschist
- Silúrico superior conodonto -bearing piedra caliza lentes
- Esquisto Génis Sericite que contiene acritarcas del Ordovícico
- arcosas silicificadas del Moulin du Guimalet, que muestran una posible afinidad con el Ordovícico Grès armouricain de Bretaña
- Porfiroides de Génis , metaignimbritas del límite Cámbrico / Ordovícico
- Excideuil Sericite Schist , probablemente Cámbrico
La unidad Thiviers-Payzac está formada principalmente por tobas riodacíticas , grauvacas y limolitas. Su grado metamórfico puede llegar a la facies anfibolita.
Los esquistos de Mazerolles son micasquistas aluminosos con capas cuarcíticas intercaladas . Se derivan de pelitas y limolitas y probablemente sean de edad cámbrica.
La Unidad de Brévenne es una napa ofiolítica del Devónico superior. [2] Comprende basaltos almohadillados , doleritas , gabros , rocas ultramáficas , sílex y sulfuros masivos .
Evolución sedimentaria
Las sucesiones sedimentarias no metamórficas son muy importantes para las reconstrucciones paleogeográficas, porque representan los escenarios paleoambientales de una manera inalterada o sólo levemente alterada. En el Macizo central, las sucesiones adecuadas están muy subrepresentadas y sus principales afloramientos se encuentran a lo largo de la periferia. Este hecho explica la dificultad de reconstruir la evolución del macizo de forma coherente.
Depósitos precarboníferos
Las secuencias precarboníferas no metamórficas se pueden encontrar en dos áreas principales:
- en la Montagne Noire en el extremo sur del macizo
- en el Morvan en el noreste
El borde sur de la Montagne Noire posee una sucesión sedimentaria casi completa desde el Cámbrico hasta el Mississippian .
El Cámbrico comienza con riolitas basales, seguido por el Grès de Marcory , una formación de arenisca, por calizas con arqueociatidos , lutitas y más areniscas. El Ordovícico y el Silúrico consisten principalmente en lutitas, mientras que el Devónico está compuesto exclusivamente por carbonatos en las facies mediterráneas.
A lo largo del lado norte de la Montagne Noire, la serie es más incompleta, falta todo el Ordovícico Superior. Como recompensa, se puede estudiar aquí el cambio gradual del sistema cambrosilúrico no metamórfico en los equivalentes metamórficos del Albigeois.
En el Devónico de Morvan se exponen sedimentos de los estadios Givetiano , Frasniano y Fameniano . Givetian y Frasnian se desarrollan como calizas de arrecifes . El fameniano está compuesto de lutitas que contienen climeníidos intercaladas con spilitas .
Mississippian
Los sedimentos del Misisipio surgen en una banda que se extiende desde Roannais a través de Beaujolais hasta el suroeste de Montluçon .
La serie comienza en Viséan Inferior con sedimentos arcillosos a arenosos, seguidos de grauvacas, conglomerados y carbonatos en Viséan Medio (el Tournaisiano generalmente falta en el Macizo Central, con excepciones de algunas ocurrencias dispersas en el Morvan). Muy importantes son las antraciferes de Tufs transgresoras en el Alto Viséan (fechadas entre 335 y 330 d. C.). [3] Consisten en tobas piroclásticas de composición riolítica o dacítica , cubren una gran superficie y alcanzan grandes espesores. El nombre se deriva de capas de antracita intercaladas ocasionales que indican un entorno paralítico cerca de un mar poco profundo.
Pensilvano carbonero
Después de los fuertes movimientos tectónicos durante el período 325 - 305 MA BP ( Fase Serpujoviana , Bashkiriana y Moscoviana - Sudetes y Fase Asturiana ) acompañados de granización extensa, el joven orógeno experimentó una extensión orogénica tardía en el Kasimoviano . Como consecuencia, se formaron estrechas depresiones en forma de graben delimitadas por fallas que se llenaron con sedimentos lacustres (conglomerados, areniscas, lutitas intercaladas con capas ricas en material orgánico que luego se transformaron en vetas de carbón ). A veces se producen intercalaciones riolíticas.
Algunos ejemplos son las cuencas carboníferas relativamente pequeñas cerca de Ahun , Argentat , Blanzy , Decazeville , Graissessac , Le Creusot , Messeix dentro de Sillon Houiller, Saint-Étienne , Sainte-Foy y Sincey-lès-Rouvray .
Más tarde, durante la Fase Saaliana, el relleno sedimentario de estas cuencas se dobló fuertemente debido a movimientos desgarradores en los bloques del sótano adyacentes.
Cuencas pérmicas
El estiramiento orogénico continuó también durante el Pérmico y se formaron más cuencas, principalmente a lo largo de la periferia del Macizo. El relleno sedimentario detrítico consistió principalmente en areniscas desérticas rojas continentales, limolitas y lutitas.
Algunos ejemplos son las cuencas cercanas a Autun , Blanzy , Brive , Espalion , Moulins y Saint-Affrique .
mesozoico
Durante el Mesozoico, el Macizo Central se mantuvo sobre el nivel del mar, sin embargo, los severos procesos erosivos que lo atacaron desde el final del Carbonífero continuaron sin cesar y gradualmente nivelaron la antigua cordillera en una penillanura. A lo largo de sus bordes y especialmente en el sureste, el mar Jurásico depositó espesas secuencias de calizas que luego se convirtieron en las Causses .
Cenozoico
Al comienzo del Cenozoico, el Macizo Central comenzó a sentir los efectos de la orogenia pirenaica y alpina , especialmente a lo largo de sus bordes sur y este que se levantaron de manera bastante drástica. Las consecuencias de estas fuertes tensiones en la corteza iniciaron un vulcanismo explosivo ya durante el Paleoceno . Las actividades volcánicas han continuado desde entonces prácticamente hasta el día de hoy.
Durante el Eoceno tardío se depositó el llamado Sidérolithique . Este es un sedimento rico en hierro que se asemeja a las lateritas e indica una extensa erosión del macizo (después de su renovado levantamiento) en condiciones climáticas subtropicales.
En el Eoceno Medio ( Luteciano ) se inicia un nuevo período distensivo que alcanza su clímax durante el Oligoceno . El estiramiento de la corteza provocó la formación de grabens extensionales. Ejemplos de ello son las estructuras de graben asimétricas de Bresse , Cher , Limagne , Plaine du Forez y Roanne graben que golpean aproximadamente entre NS y NNW-SSE . Estas depresiones se llenaron de nuevo con sedimentos lacustres con intercalaciones volcánicas ocasionales, las llamadas peperitas . Los sedimentos pueden alcanzar espesores considerables, por ejemplo, 2500 metros en Limagne.
Hacia finales del Mioceno comenzaron a formarse los precursores de los grandes estratovolcanes Cantal y Monts Dore . En el Velay oriental, los basaltos alcalinos gruesos se extruían y los tapones fonolíticos empujaban hacia arriba.
Durante el Plioceno comenzó un nuevo período de fuerte levantamiento que condujo a una mayor erosión y provocó un vulcanismo muy fuerte. De hecho, el Macizo Central experimentó su clímax en las actividades volcánicas en este momento: el estratovolcán Cantal, por ejemplo, comenzó a acumularse a elevaciones de más de 3000 metros. [4]
La última edad de hielo vio glaciares de valles y pequeños casquetes polares asentarse en el Cantal y en los Monts Dore, como lo demuestran las morrenas y los circos .
Las últimas explosiones freatomagmáticas ocurrieron en la Chaîne des Puys hace solo 3000 a 4000 años.
Impacto de meteorito
El borde noroeste del Macizo Central cerca de Rochechouart fue golpeado durante el último período Triásico ( Etapa Rética ) (hace unos 202 millones de años) por un gran meteorito , probablemente del tipo de hierro pétreo. El impacto excavó un cráter con un diámetro de 20 kilómetros en las rocas del sótano peneplained. Hoy en día, la estructura del cráter está casi completamente erosionada, sin embargo, algunas suevitas , varias brechas de impacto , características de deformación plana (PDF), conos rotos y muchos empujes locales en el sótano todavía documentan este evento.
Tectónica
Organización estructural
Estructuralmente, el Macizo Central consta de napas de sótano metamórficas apiladas que se han derrumbado en su promontorio sur (Aquitania). Se pueden distinguir las siguientes unidades estructurales (de estructuralmente más alto a estructuralmente más bajo):
- Unidades de grado bajo a no metamórficas. Por lo general, se superponen a la unidad de gneis superior con un contacto de empuje. Una excepción son las tobas antracíferas que se superponen discordantemente .
- Unidad de gneis superior (UGU). Lleva restos de eclogita y granulita en su base, seguido por el complejo leptino-anfibolítico y una secuencia gruesa de paragneiss con anatexita. Esta unidad ha experimentado el metamorfismo más fuerte. La Unidad de Gneis Superior está separada de la Unidad de Gneis Inferior subyacente por milonitas .
- Unidad de Gneis Inferior (LGU). Consiste principalmente en una sucesión de grauvacas, pelitas y riolitas metamorfoseadas con ortogneis intercalados (augengneisses) que se originaron a partir de granitoides alcalinos. Los granitoides invadieron las rocas del campo en el intervalo 540 - 430 MA AP. La Unidad de Gneis Inferior derroca a la Unidad de Micaschistas Parautóctonos.
- Unidad Micaschista Parautóctona (PMU). Principalmente micasquistas, pero también cuarcitas menores , anfibolitas ocasionales y lentes de carbonato. El grado metamórfico es facies de esquistos verdes a facies de anfibolita epidota . La PMU derriba el cinturón de plegado y empuje hacia el sur.
- Cinturón de plegado y empuje paleozoico. Esta unidad está muy bien desarrollada en la Montagne Noire. Muestra plegamiento isoclinal yacente a escala kilométrica con empuje hacia el sur. Comprende una secuencia sedimentaria de grado bajo a no metamórfico que va desde el Cámbrico Inferior al Misisipiano.
- Cuenca de antepaís. Esta cuenca se extiende desde el sureste de la Montagne Noire hasta los Pirineos y está llena de turbiditas Viséan y Serpukhovian . Su facies proximal en la Montagne Noire lleva olistholitos del cinturón de pliegue y empuje. [5]
Evolución geodinámica
Geodinámicamente, el Macizo Central se puede subdividir en seis grandes fases de deformación, según Faure et al. (2008):
- Fase D 0 . Sincrónico con metamorfismo del final del Silúrico HP ( alta presión ) a UHP registrado solo en eclogitas y ortogneis granulíticos de la Unidad de Gneis Superior a aproximadamente 415 MA BP. [6] Esta fase se puede correlacionar con la eovariscan (o Caledonian) fase Ardennian . Las presiones alcanzaron 1.8 - 2.0 GPa equivalente a una profundidad de entierro de aproximadamente 55 a 60 kilómetros, las temperaturas oscilaron entre 650 y 750 ° C. [7]
- Fase D 1 . Esto se corresponde con la ya mencionada fase acadia mediovarisca (o caledonia) en el Devónico Inferior, que dejó una profunda huella en el Macizo Central. En esta fase se produjeron grandes pliegues isoclinales yacentes con una pronunciada foliación aplanada. Las ramas dobladas se cortaron en las bisagras y se convirtieron en láminas de empuje. El sótano fue cortado profundamente y dos unidades de empuje principales comenzaron a desarrollarse: la Unidad de Gneis Superior y la Unidad de Gneis Inferior .
El sentido de movimiento de estas siestas del sótano era superior al suroeste. Como consecuencia de los movimientos de colisión se generaron derretimientos anatecticos entre 385 y 380 MA AP y las rocas del campo fueron parcialmente migmatizadas . Las migmatitas a veces contienen restos de eclogita que se han retromorfoseado a anfibolitas bajo presiones de 0,7 GPa y temperaturas de 700 ° C.
En el norte, la unidad del gneis superior está cubierta de manera discordante por sedimentos no deformados del Devónico superior. Esto muestra que en esta parte del Macizo Central la evolución tectono-metamórfica había llegado a su fin en 380 MA AP. - Fase D 2 . Fase bretoniana de 360 a 350 MA AP (final del Devónico superior - Tournaisiano ). Esta fase provocó un cizallamiento dúctil con un movimiento superior al noroeste. Las condiciones metamórficas fueron MP / MT.
- Fase D 3 . Fase de los Sudetes . Esta fase estuvo activa durante el Viséan en 345 - 325 MA BP. Inició la estocada en el Sur del Macizo Central que afectó a la Unidad Micaschista Parautóctona y al cinturón de plegado y estocado. La sensación de movimiento fue superior al SSW. Sin embargo, en el norte se manifestó como un estiramiento sinorogénico ejemplificado por el vulcanismo explosivo que depositó los Tufs anthracifères .
- Fase D 4 . Extensión de la corteza neovarisca durante el Serpukhovian , Bashkirian y Moscovian en 325-305 MA BP. El estiramiento de la corteza en una dirección NW-SE causó la extensa emplazamiento de sincinemáticos leucogranitos y monzogranitos .
- Fase D 5 . Fase asturiana . Colapso post-orogénico al final del Carbonífero ( Kasimoviano ). Las tensiones que causan el estiramiento actuaron ahora en una dirección NNE-SSW. Son responsables de las numerosas estructuras de graben que contienen carbón.
Paleogeografía
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Ahora parece bien establecido que al final del Neoproterozoico, el Macizo Central (es decir, el microcontinente Ligeria ) y Armórica eran parte del borde norte de Gondwanas . En ese momento, se estableció una secuencia de flysch extremadamente densa con volcánicas bimodales intercaladas en el océano contiguo al norte. Durante el Ordovícico Inferior, las partes del borde norte de Gondwanas comenzaron a desprenderse y una astilla que transportaba a Armórica y su continuación oriental, también llamada Hun Superterrane , comenzó a desplazarse lentamente hacia el norte. Esto abrió los Paleotethys en la estela. Como consecuencia, el Océano Rheic y el Océano Rhenohercynian al norte estaban cada vez más constreñidos y finalmente se sometieron a Armorica o Hun Superterrane. Este evento de subducción corresponde en el Macizo Central a la fase de deformación D 2 . La colisión continental final durante el Mississippian entre Gondwana y Laurussia solda a Ligeria en su posición actual en la parte interior del orógeno Variscan. El evento de colisión está representado en el Macizo Central por la fase D 3 .
Esta es solo una reconstrucción paleogeográfica muy esquemática. Se han presentado muchos modelos que suelen diferir en el sentido de la (s) subducción (es) y en la disposición de los microcontinentes. El enfoque común algo simplista de apertura / cierre ortogonal solo puede ser una primera aproximación, porque el tema se vuelve mucho más complicado al tratar de incorporar los movimientos de cizallamiento dextrales muy importantes que afectan al orógeno varisco.
Como introducción a este tema, véase el artículo de Stampfli et al. (2002). [8]
Observaciones finales
El Macizo Central, pieza central del orógeno varisco, ha experimentado una evolución geológica bastante compleja. Desde su exhumación (diacrónica) ha experimentado una penetración erosiva muy fuerte descubriendo el basamento cristalino polimetamórfico. Las secuencias supracrustales de origen sedimentario están fuertemente subrepresentadas y ocurren principalmente a lo largo de la periferia. Evidentemente, este hecho dificulta seriamente la reconstrucción de la evolución geodinámica del macizo.
Un metamorfismo HP / UHP causado por subducción en el límite Silúrico / Devónico fue seguido en el Devónico / Misisipiano por un dinamometamorfismo polifásico debido al acortamiento de la corteza. Este último desarrolló un patrón cruzado en las estructuras resultantes: el conocido Variscan x . El intenso apilamiento de napas durante la colisión continental transportó terrenos de alto grado en dirección sur sobre unidades menos deformadas creando la impresión de un metamorfismo invertido , una característica tan omnipresente en el Macizo Central. Las dos últimas fases de deformación en Pensilvania se formaron bajo tensiones de extensión y nuevamente produjeron un patrón cruzado en las estructuras resultantes. La fuerte extensión orogénica y el colapso final desencadenaron un derretimiento descompresivo que condujo a una granización pronunciada y una mineralización asociada principalmente del tipo Au - Sb - W .
El patrón de cruz estructural también se puede encontrar espacialmente. En la sección occidental y central del Macizo Central NW-SE dominan en gran medida las estructuras de tendencia, mientras que en la sección oriental prevalece una organización NE-SW muy fuerte.
De gran importancia es la evolución diacrónica en el Macizo Central. Los eventos de empuje y exhumación migraron temporal y espacialmente. Empujar, por ejemplo, comenzó en el norte ya en 385 MA BP y sólo llegó al sur (Montagne Noire) por 325 a 315 MA BP.
Fuentes
- Éditions BRGM. (1996). Carte géologique de la France au millionième. Servicio Géologique Nacional.
- Faure, Michel, Lardeaux, Jean-Marc und Ledru, Patrick (2008). Una revisión de la geología prepérmica del macizo central francés varisco. Les grands traits de l'évolution anté-permienne du Massif central français. Comptes Rendus Géoscience, Volumen 341, numéro 2-3, páginas 202-213 (Février 2009).
- Peterlongo, JM (1978). Macizo Central. Guías géologiques régionaux. Masson. ISBN 2-225-49753-2
Referencias
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- ^ Pin, C. y Paquette, JL. (1998). Un conjunto bimodal derivado del manto en el Cinturón Herciniano: evidencia de isótopos y oligoelementos Nd de un origen de grietas relacionado con la subducción de las metavolcánicas de Brévenne del Devónico tardío, Macizo Central (Francia), Contrib Mineral Petrol 129, p. 222-238
- ↑ Bruguier, O., Becq-Giraudon, JF., Bosch, D. y Lancelot, JR. (1998). Cuencas ocultas del Visé Tardío en las zonas internas del cinturón de Variscan: evidencia de circón U-Pb del Macizo Central francés, Geology 26, p. 627-630
- ^ Nehlig, Pierre, Boivin, Pierre, de Goër, Alain, Mergoil, Jean, Prouteau, Gaëlle, Sustrac, Gérard y Thiéblemont, Denis (2003). Les volcans du Massif Central. Revue Géologues. Numéro especial Macizo central. BRGM.
- ^ Engel, W., Feist, R. y Franke, W. (1980). Le Carbonifère anté-stéphanien de la Montagne Noire: rapports entre mise en place des nappes et sédimentation, Bull. Rebaba. Rech. Géol. Min. P. (1980) 2, pág. 341-389
- ^ Pin, C. y Peucat, JJ. (1986). Edades de los episodios de metamorfosis paléozoïques en le Massif central y le Massif armouricain, Bull. Soc. Géol. Francia, París 8, pág. 461-469
- ^ Lardeaux, JM., Ledru, P., Daniel, I. y Duchène, S. (2001). El macizo central francés varisco: una nueva incorporación al "club" metamórfico de ultra alta presión. Procesos de exhumación y consecuencias geodinámicas, Tectonofísica 323 (2001) 143-167
- ↑ Stampfli, Gérard M., von Raumer, Jürgen F. & Borel, Gilles D .: Evolución paleozoica de los terrenos prevariscanos: de Gondwana a la colisión varisca. Documento especial de la Sociedad Geológica de América, 364: 263-280, Boulder 2002 PDF