El anticlinal de La Tour-Blanche , también llamado anticlinal de Chapdeuil o anticlinal de Chapdeuil-La Tour-Blanche , es una elevación en forma de domo de origen tectónico en la sucesión sedimentaria de la cuenca nororiental de Aquitania, en Francia . La estructura está orientada de oeste a noroeste, este a sureste.
El anticlinal recibe su nombre de La Tour-Blanche , una pequeña ciudad en el noroeste de Dordoña . Sin embargo, el centro de la estructura está situado más al sureste dentro de la comuna de Chapdeuil , de ahí los nombres de Anticlinal Chapdeuil o Anticlinal Chapdeuil-La Tour-Blanche. En la vista en planta, la estructura tiene la forma de un paralelogramo casi rectangular con las líneas de base en dirección ESE-ONO (N 120) y los lados más o menos NS (el horizonte de referencia es el límite ligeriano / angoumiano ). En su dimensión larga, el anticlinal mide unos 6 km, pero de ancho solo 3 km. Similar en forma al anticlinal Mareuil , el anticlinal La Tour-Blanche tiene un perfil asimétrico con un flanco noreste más pronunciado (inclinado 20° al NNE) y un flanco suroeste muy suave (inclinado 5° al SSO). El flanco noreste está acompañado por una falla inversa con muy poca elevación (10-15 m).
En su lado norte, el anticlinal de La Tour-Blanche cede el paso al sinclinal de Villebois-Lavalette-La Chapelle-Montabourlet (también llamado sinclinal de Gout-Rossignol-Léguillac ). Después de una pronunciada flexión estructural, trazable desde Verteillac hasta Grand-Brassac , sigue hacia el sur otro sinclinal (al noreste de Ribérac ) compuesto enteramente de estratos campanienses en la superficie. El siguiente anticlinal atraviesa Montmoreau en el departamento de Charente y termina justo al noroeste de Ribérac.
El extremo oriental del anticlinal de La Tour-Blanche está atravesado por varias fallas normales que se orientan principalmente en dirección NE-SO. Al este de Saint-Just, el eje del anticlinal desaparece lentamente y cambia simultáneamente su dirección hacia el este. La estructura termina entonces definitivamente en el lado este del Boulou (cerca de Paussac ).
La zona del anticlinal está drenada en dirección sureste por el río Euche, afluente por la derecha del Dronne , y por el Buffebale, un pequeño riachuelo y afluente por la izquierda del Euche. Presenta una topografía invertida, es decir que el núcleo de la estructura es una depresión.
Visto desde el borde de la cuenca de Aquitania, el anticlinal de La Tour-Blanche forma la segunda cresta anticlinal. A una distancia de 25 km, discurre más o menos paralela al borde del Macizo Central . En el centro del anticlinal, la capa sedimentaria alcanza ya un espesor de 1000 m.
Al igual que el anticlinal de Mareuil, el anticlinal de La Tour-Blanche es un fenómeno regional que se extiende hacia el noroeste hasta Cognac , en el departamento de Charente . Al sureste, la estructura se conecta a través del alto de Bussac con el anticlinal de Périgueux ( valle de Beauronne ); luego continúa en el anticlinal de Saint-Cyprien (un anticlinal con falla ascendente) y finalmente llega a Cahors, en el departamento de Lot , a través de la flexura de Cazals .
El anticlinal La Tour-Blanche está formado por el Jurásico Superior . El miembro de afloramiento más bajo es el Kimmeridgiano superior cubierto por el Portlandiense Inferior . El Kimmeridgiano Superior está siendo cortado por el Buffebale y se puede observar en las laderas del riachuelo. Tiene una base detrítica ( arenosa ) y luego cambia a areniscas calcáreas y finalmente a calizas bioclásticas y oolíticas . Se pueden distinguir dos dominios de facies: un dominio detrítico en el este ( Serie de la Marteille ) y un dominio arrecifal con corales individuales , ostras ocasionales y nerineidos en el oeste ( Serie de Cercles ). Esta diferenciación en dos dominios de facies también persiste a través del Portlandiense Inferior, con el dominio oriental mostrando intercalaciones detríticas hechas de restos de conchas, gravas y brechas . El Portlandiano Inferior, compuesto generalmente por 35 m de micritas criptocristalinas bien estratificadas , ocupa la mayor parte del anticlinal. Sus estratos, de color gris a amarillento, a veces rojizos, tienen entre 10 y 20 cm de espesor y están separados por capas delgadas de margas o arcillas .
Después de la regresión en el Jurásico Superior y la retirada completa durante todo el Cretácico Inferior, el mar volvió a transgredir durante el Cenomaniano . Los depósitos del Cenomaniano, normalmente bastante delgados y litorales, tienen un espesor muy variable y pueden alcanzar los 40 m en ciertos lugares. Se pueden dividir en tres secuencias: una secuencia detrítica en la base (arenas con restos de conchas e intercalaciones de lignito ) seguida de una secuencia calcárea (calizas de color marrón rojizo a grisáceas) y otra secuencia detrítica en la parte superior ( arcillosas de color grisáceo-negruzco a verdoso que son muy ricas en ostras ). Concordantemente sobre la parte superior del Cenomaniano siguen los depósitos del Turoniano que se pueden subdividir en 15-40 m de Ligériense (calizas nodulares calcáreas) y 35-65 m de Angoumian ( calizas rudistas ). El Coniaciense suprayacente es ligeramente discordante. Está formada por calizas fosilíferas duras que alcanzan un espesor de 50-80 m. La secuencia sedimentaria está coronada por las típicas tizas del Santoniano (60-80 m) y del Campaniano (100-180 m); puede alcanzar en total un espesor de 535 m.
Las partes más profundas del anticlinal de La Tour-Blanche se han estudiado mediante perforaciones , alcanzando el basamento varisco ( esquistos metamórficos de color gris oscuro ) a 1085 m de profundidad. De arriba a abajo, hay un Jurásico superior muy grueso (670 m) seguido de 158 m de Jurásico medio , 182 m de Lias y 75 m de Triásico .
Las deformaciones tectónicas registradas por los sedimentos del anticlinal La Tour-Blanche se manifiestan en numerosas características estructurales. En particular, el Portlandiano Inferior se deformó considerablemente y presenta muchas estilolitas y slickolitas. Se pueden reconocer las siguientes estructuras:
Los movimientos policíclicos (más probables) en el anticlinal claramente no se debieron sólo a la compresión, sino que también fueron causados por cizallamiento ( transpresión o transtensión ).
Todas estas observaciones invocan una zona de cizallamiento subyacente al anticlinal, probablemente con un sentido de cizallamiento dextral.
El acortamiento compresivo que afecta a la cubierta sedimentaria debe haber ocurrido claramente después de la deposición de los estratos del Campaniense. La génesis de las crestas anticlinales en el norte de la cuenca de Aquitania se atribuye generalmente a una fase final del Campaniense -Maastrichtiano a finales del Cretácico. Sin duda, la orogenia pirenaica con su fuerte compresión norte-sur debe haber tenido una influencia en la conformación de las estructuras. La principal deformación en los Pirineos ocurrió durante el Eoceno ( Ypresiense a Luteciano ), con un pico durante el Luteciano.
El anticlinal de La Tour-Blanche forma parte de un sistema de crestas anticlinales en el noreste de la cuenca de Aquitania. Durante el intervalo de tiempo comprendido entre el Cretácico Superior y el Eoceno, los movimientos de compresión, junto con los movimientos de cizallamiento considerables, fueron los responsables de su génesis. Es importante destacar la organización espacial bastante regular de estas estructuras, que se extienden en dirección ESE-ONO o SE-NO y siguen en un espaciamiento decaquilométrico (15-20 km) el contorno del Macizo Central.
El Macizo Armoricano meridional presenta una organización espacial bastante similar en la Vendée oriental ; aquí las zonas de cizallamiento dextrales con espaciamiento decaquilométrico y los sinclinorios intermedios mucho menos deformados siguen la misma tendencia. Por lo tanto, se puede suponer que la organización espacial varisca del Macizo Armoricano meridional también continuó en la plataforma norte de Aquitania.
Además, esto parece implicar que los mismos patrones de deformación o patrones muy similares continuaron hasta el Cenozoico . Las fracturas/zonas de cizallamiento que afectaron al basamento varisco debieron reactivarse y, en consecuencia, dejaron su huella en la cubierta sedimentaria mesozoica suprayacente .
45°21′N 0°28′E / 45.350, -0.467