El Macizo Central es uno de los dos grandes macizos de basamento de Francia , el otro es el Macizo Armoricano . La evolución geológica del Macizo Central comenzó a finales del Neoproterozoico y continúa hasta nuestros días. Ha sido moldeado principalmente por la orogenia caledonia y la orogenia varisca . La orogenia alpina también ha dejado sus huellas, probablemente causando el importante vulcanismo cenozoico . El Macizo Central tiene una historia geológica muy larga, subrayada por edades de circón que se remontan al Arcaico hace 3 mil millones de años. Estructuralmente se compone principalmente de mantos de basamento metamórficos apilados . [1]
Los afloramientos del basamento del Macizo Central tienen aproximadamente el contorno de un triángulo que se alza sobre su vértice. Debido a su tamaño (500 kilómetros de largo y 340 kilómetros de ancho), el Macizo Central participa en 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 , se adentra en la zona morvano-vosgiana que se convierte en la zona moldanubiana más al este. Todas estas zonas constituyen el núcleo interior de la orogenia varisca en Europa, que se caracteriza por los siguientes rasgos:
En el extremo sur, el Macizo Central forma parte de la zona de la Montaña Negra, que junto con los Pirineos constituye el microcontinente Aquitania; ya no está formada por mantos de basamento, sino que contiene mantos sedimentarios paleozoicos de bajo grado que se han deslizado gravitacionalmente hacia el sur desde el basamento neoproterozoico ascendente.
El Macizo Central está atravesado por importantes zonas de fallas que lo dividen en varios dominios espaciales.
La falla más importante es probablemente la de Sillon Houiller, una falla normal de 250 kilómetros de longitud con un fuerte componente de desgarre sinistral y de dirección NNE-SSO. La de Sillon Houiller separa la sección occidental no volcánica de la sección central y oriental volcánica. Más al sur se convierte en la falla de Toulouse.
El graben de Limagne del Oligoceno penetra casi 150 kilómetros en el Macizo Central desde el norte y casi logra abrirse paso hacia las Grands Causses .
La estrecha sección central al oeste de este sistema de fosas 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 parte oriental se extiende desde el Morvan al noreste hasta las Cevenas al sur. Está limitada al este por el foso de Bresse y su prolongación en el Bajo Dauphiné. El cambio de altitud hacia los fosos es bastante drástico. Las estructuras de fosos a lo largo del borde sureste ya forman parte de la cuenca oceánica de Liguria-Provenza. La parte oriental está subdividida por el foso de Roanne y su continuación al sur, la llanura de Forez. También está cortada por la cuenca de rumbo NE de Blanzy - Le Creusot , que separa el Morvan del macizo principal.
Una importante división con rumbo ESE-ONO está situada cerca de Figeac y Decazeville, separando el Rouergue y la Montagne Noire al sur casi por completo de los afloramientos del basamento principal.
En general, el Macizo Central es una placa de basamento asimétrica elevada en su margen sur por la orogenia de los Pirineos y a lo largo de su margen oriental por la orogenia de los Alpes. A lo largo de estos márgenes desciende muy abruptamente hacia los fosos circundantes. Estos márgenes también muestran las elevaciones más altas, ya que la placa está ligeramente inclinada 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 se ve perturbado localmente por fallas y estructuras de fosos; por ejemplo, la elevación más alta del macizo se encuentra en la sección central (Puy de Sancy que culmina a 1886 metros) como ya se mencionó.
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 es estructuralmente el dominio más bajo y de carácter parautóctono. Rodea los altos basamentos como la cúpula de Saint-Mathieu , la cúpula de Sussac o la enorme meseta de Millevaches . Todas estas ventanas tectónicas hacia el basamento inferior se sitúan en la parte occidental no volcánica. Se pueden encontrar afloramientos más continuos del dominio de Arverne en Auvernia (de ahí el nombre), en el oeste de Marche , en el norte de Morvan , en Lyonnais y en Livradois (Haut-Allier).
Las rocas metamórficas de alto grado, que ahora se encuentran en la facies de anfibolita , se depositaron originalmente como secuencias de flysch a lo largo del talud continental norte de Gondwana . Esta secuencia de flysch consistía en depósitos arcillosos ( pelitas ) y arenosos ( grauvacas ) intercalados rítmicamente y monótonos , que en algunos lugares alcanzaban un asombroso espesor de 15 kilómetros. Su sección media contiene depósitos volcánicos bimodales con un espesor de varios miles de metros. Predomina el material de composición riolítica , pero también se encuentran basaltos toleíticos , peridotitas raras y lentes carbonatadas . Esta secuencia neoproterozoica se estimó originalmente en 650 millones de años, aunque su edad se ha reducido recientemente a 600-550 millones de años antes del presente ( Ediacárico ).
Los sedimentos del dominio Arverne sufrieron metamorfosis principalmente durante la fase acadia de la orogenia caledonia 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, siendo el gradiente de temperatura de 20 – 25 °C por kilómetro. La sucesión sedimentaria original se transformó en migmatitas en su base, seguidas de gneises , micaesquistos y finalmente esquistos sericíticos y esquistos cloríticos en la parte superior, siendo los esquistos de la parte superior solo metamorfoseados en condiciones de facies de esquisto verde . El material volcanogénico se metamorfoseó en leptinitas y anfibolitas .
En esta sucesión metamórfica también se incluyen augengneisses que se originaron a partir de ortogneises cizallados , que a su vez representan granitoides porfíricos datados alrededor de 500 MA BP ( Furongiano ).
Las rocas metamórficas del dominio Ruteno-Limousin sólo se encuentran en Limousin, Rouergue, la parte oriental de Marche, Châtaigneraie , la parte sur de Margeride y en las partes occidentales de Cévennes. La sucesión, que en su día fue sedimentaria, comienza como en el dominio Arverne, pero comprende también una secuencia paleozoica en su parte superior. El Paleozoico comienza en el Cámbrico inferior con una densa serie volcanogénica de composición riolítica. A esto le siguen el Cámbrico superior, el Ordovícico y el Silúrico .
En el Limousin, el dominio Ruteno-Limousin, al igual que el dominio Arverne, sufrió únicamente el metamorfismo de fase acadia, mientras que en el Rouergue, éste se vio sobreimpreso por el metamorfismo hercínico que se desarrolló en condiciones LP/HT.
El dominio de las Cevenas incluye las Cevenas, la Montaña Negra, los Montes de Albi y el Lyonnais. A los esquistos cristalinos basales del dominio de Arverne le sigue un Paleozoico bien datado (Cámbrico y Ordovícico). En la Montaña Negra, en el extremo sur, esta serie paleozoica ha escapado completamente a cualquier transformación metamórfica y llega hasta el Misisipiense, pero más al norte, en el Albigeois y en las Cevenas, adquiere progresivamente un metamorfismo hercínico.
En resumen: los tres dominios comparten la sucesión neoproterozoica basal (o al menos partes de ella). Se diferencian en la parte paleozoica: el dominio arverno, por ejemplo, está completamente desprovisto de rocas paleozoicas. El dominio arverno alcanza la profundidad estructural más profunda, su neoproterozoico se extiende hasta las migmatitas basales. El dominio cevenol, en cambio, es mucho más superficial, su neoproterozoico comprende solo esquistos estructuralmente superiores y, en la Montaña Negra, incluso un paleozoico completamente no metamórfico. El dominio ruteno-limousin ocupa una posición intermedia.
Las rocas de facies de esquistos verdes de bajo grado están subrepresentadas en el Macizo Central y se encuentran principalmente a lo largo de la periferia. Ejemplos de ello son la Unidad Génis , la Unidad Thiviers-Payzac en el Bajo Limousin, los esquistos de Mazerolles en la Alta Charente, la Unidad Brévenne en el Lyonnais en el noreste y los esquistos de los Albigeois en el sur.
La Unidad Génis, por ejemplo, muestra la siguiente sucesión (de joven a viejo):
La unidad Thiviers-Payzac está formada principalmente por tobas riodacíticas , grauvacas y limolitas. Su grado metamórfico puede alcanzar la facies de anfibolita.
Los esquistos de Mazerolles son esquistos micaluminosos con capas cuarcíticas intercaladas . Provienen de pelitas y limolitas y probablemente son de edad cámbrica.
La Unidad Brévenne es un manto ofiolítico de edad Devónico superior. [2] Comprende basaltos almohadillados , doleritas , gabros , rocas ultramáficas , cherts y sulfuros masivos .
Las sucesiones sedimentarias no metamórficas son muy importantes para las reconstrucciones paleogeográficas, ya que representan los entornos paleoambientales de forma inalterada o poco alterada. En el Macizo Central, las sucesiones adecuadas están muy poco representadas, y sus principales afloramientos se producen a lo largo de la periferia. Este hecho explica la dificultad de reconstruir la evolución del macizo de forma coherente.
Las secuencias precarboníferas no metamórficas se pueden encontrar en dos áreas principales:
El borde sur de la Montaña Negra posee una sucesión sedimentaria casi completa desde el Cámbrico hasta el Misisipiano .
El Cámbrico comienza con riolitas basales, seguido por el Grès de Marcory, una formación de areniscas, con calizas, lutitas y más areniscas que contienen arqueociatidos . El Ordovícico y el Silúrico están compuestos principalmente de lutitas, mientras que el Devónico está formado exclusivamente por carbonatos en facies mediterráneas.
En la vertiente norte de la Montaña Negra, la serie es más incompleta, faltando todo el Ordovícico superior. Como compensación, se puede estudiar aquí el paso gradual del sistema no metamórfico del Cambro-Silúrico a los equivalentes metamórficos del Albigense.
En el Devónico de Morvan se encuentran expuestos sedimentos de las etapas Givetiense , Frasniense y Famenniense . El Givetiense y el Frasniense se desarrollan como calizas arrecifales . El Famenniense está compuesto por lutitas que contienen climénidos intercaladas con spilitas .
Los sedimentos misisipianos afloran en una franja que se extiende desde Roannais, pasando por Beaujolais, hasta justo al suroeste de Montluçon .
La serie comienza en el Viséan Inferior con sedimentos arcillosos a arenosos, seguidos de grauvacas, conglomerados y carbonatos en el Viséan Medio (el Tournaisiano generalmente falta en el Macizo Central, con la excepción de algunas apariciones dispersas en el Morvan). Muy importantes son las Tufs anthracifères transgresoras en el Viséan Superior (datadas entre 335 y 330 MA BP). [3] Consisten en tobas piroclásticas con composición riolítica o dacítica , cubren una gran área y alcanzan grandes espesores. El nombre deriva de capas intercaladas ocasionales de antracita que indican un entorno paralico cerca de un mar poco profundo.
Después de los fuertes movimientos tectónicos durante el período 325-305 MA BP ( Serpukhovian , Bashkirian y Moscovian – Fase Sudeten y Fase Asturiana) acompañados de una granitización extensa, el orógeno joven experimentó una extensión orogénica tardía en el Kasimovian . Como consecuencia, se formaron depresiones estrechas de tipo foso limitadas por fallas que se rellenaron con sedimentos lacustres (conglomerados, areniscas, lutitas intercaladas con capas ricas en material orgánico que luego se transformaron en vetas de carbón ). A veces ocurren intercalaciones riolíticas.
Ejemplos de ello son las cuencas carboníferas relativamente pequeñas cercanas a 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 plegó fuertemente debido a movimientos de torsión en los bloques del basamento adyacentes.
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 rojas del desierto continental, limolitas y lutitas.
Ejemplos de ello son las cuencas cercanas a Autun , Blanzy , Brive , Espalion , Moulins y Saint-Affrique .
Durante el Mesozoico, el Macizo Central se mantuvo por encima del nivel del mar, pero los severos procesos erosivos que lo han atacado desde finales del Carbonífero continuaron sin cesar y gradualmente nivelaron la antigua cordillera hasta convertirla en una penillanura. A lo largo de sus bordes y especialmente en el sudeste, el mar Jurásico depositó gruesas secuencias de caliza que luego se convertirían en las Causses .
A principios del Cenozoico, el Macizo Central empezó a sentir los efectos de la orogenia pirenaica y alpina , especialmente en sus bordes sur y este, que se elevaron de forma bastante drástica. Las consecuencias de estas fuertes tensiones sobre la corteza iniciaron un vulcanismo explosivo ya durante el Paleoceno . Las actividades volcánicas han continuado desde entonces prácticamente hasta nuestros días.
Durante el Eoceno tardío se depositó el llamado Sidérolithique , un sedimento rico en hierro que se asemeja a las lateritas y que indica una importante erosión del macizo (después de su nuevo levantamiento) en condiciones climáticas subtropicales.
En el Eoceno medio ( Luteciano ) se inició un nuevo período de distensión que alcanzó su clímax durante el Oligoceno . El estiramiento de la corteza provocó la formación de fosas tectónicas extensionales. Ejemplos de ello son las fosas tectónicas asimétricas de dirección NS a NNO-SSE de Bresse , Cher , Limagne , Plaine du Forez y la fosa tectónica de Roanne. Estas depresiones se rellenaron 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, se extruyeron basaltos alcalinos gruesos y se formaron tapones fonolíticos .
Durante el Plioceno se inició un nuevo período de fuerte elevación que condujo a una mayor erosión y desencadenó un vulcanismo muy intenso. De hecho, el Macizo Central vivió su apogeo en materia de actividad volcánica en esta época: el estratovolcán Cantal, por ejemplo, comenzó a formarse hasta alcanzar alturas superiores a los 3000 metros. [4]
Durante la última glaciación se formaron glaciares de valle y pequeños casquetes polares en el Cantal y en los Montes Dore, como lo demuestran las morrenas y los circos .
Las últimas explosiones freatomagmáticas ocurrieron en la Chaîne des Puys hace sólo 3000 a 4000 años.
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 pétreo-ferroso. El impacto excavó un cráter con un diámetro de 20 kilómetros en las rocas del basamento en penillanura. Hoy en día, la estructura del cráter está casi completamente erosionada, pero algunas suevitas , varias brechas de impacto , características de deformación plana (PDF), conos astillados y muchos empujes locales en el basamento aún documentan este evento.
Estructuralmente, el Macizo Central está formado por mantos de basamento metamórficos apilados que han sido empujados hacia su antepaís meridional (Aquitania). Se pueden distinguir las siguientes unidades estructurales (de estructuralmente superior a estructuralmente inferior):
Geodinámicamente el Macizo Central se puede subdividir en seis grandes fases de deformación, según Faure et al. (2008):
Parece que ahora está bien establecido que al final del Neoproterozoico, el Macizo Central (es decir, el microcontinente Ligeria ) y Armórica formaban parte del borde norte de Gondwana . En ese momento, una secuencia de flysch extremadamente gruesa con volcánicos bimodales intercalados se depositó en el océano adyacente al norte. Durante el Ordovícico Inferior, partes del borde norte de Gondwana comenzaron a desprenderse y una franja que transportaba Armórica y su continuación oriental, también llamada el Superterreno Huno, comenzó a desplazarse lentamente hacia el norte. Esto abrió el Paleotetis en su estela. Como consecuencia, el océano Rheico y el océano Rhenohercynian al norte se estrecharon cada vez más y finalmente se subdujeron debajo de Armórica o el Superterreno Huno. Este evento de subducción corresponde en el Macizo Central a la fase de deformación D 2 . La colisión continental final durante el Misisipiense entre Gondwana y Laurussia soldó a Ligeria en su posición actual en la parte interior del orógeno Varisco. El evento de colisión está representado en el Macizo Central por la fase D 3 .
Esta es sólo 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 algo simplista común de apertura/cierre ortogonal sólo puede ser una primera aproximación, porque la cuestión se vuelve mucho más complicada al intentar incorporar los movimientos de cizallamiento dextral muy importantes que afectan al orógeno varisco.
Como introducción a este tema, véase el artículo de Stampfli et al. (2002). [8]
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 que ha dejado al descubierto el basamento cristalino polimetamórfico. Las secuencias supracorticales de origen sedimentario están muy poco representadas y se encuentran principalmente a lo largo de la periferia. Obviamente, 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/Misisipiense 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 mantos 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 el Pensilvánico se formaron bajo tensiones extensionales y nuevamente produjeron un patrón cruzado en las estructuras resultantes. La fuerte extensión orogénica y el colapso final desencadenaron la fusión descompresiva que condujo a una granitización pronunciada y mineralización asociada principalmente del tipo Au – Sb - W.
El patrón estructural en cruz también se puede observar en el espacio. En la sección occidental y central del Macizo Central predominan las estructuras de dirección NO-SE, mientras que en la sección oriental predomina una organización NE-SO muy marcada.
De gran importancia es la evolución diacrónica en el Macizo Central. Los eventos de cabalgamiento y exhumación migraron temporal y espacialmente. El cabalgamiento, por ejemplo, comenzó en el norte ya en 385 MA BP y solo llegó al sur (Montagne Noire) entre 325 y 315 MA BP.