SOMMAIRE MORVAN

(Echelle des temps géologiques de l'International Commision on Stratigraphy, 2004)

PERIODES en millions d'années	ETAGES	FORMATIONS GEOLOGIQUES	PHASES OROGENIQUES
542,0-488,3 Ma 488,3-443,7 Ma 443,7 -416,0 Ma 416,0-397,5 Ma	CAMBRIEN ORDOVICIEN SILURIEN DEVONIEN INFERIEUR	Socle gneissique	OROGENESE VARISQUE Eo-Varisque Médio-Varisque Néo-Varisque
397,5-385,3 Ma		Lacune stratigraphique + érosion	Acadienne
385,3-359,2 Ma 359,2-345,3 Ma	DEVONIEN SUPERIEUR CARBONIFERE INFERIEUR	Terrains volcano-sédimentaires du Dévonien Terrains volcano-sédimentaires du Tournaisien Intrusions de granites subalcalins
345,3-335 Ma		Lacune stratigraphique + érosion	Intra-Viséenne
335-326,4 Ma	CARBONIFERE INFERIEUR	Volcanisme du Viséen supérieur
325 Ma		Intrusions de granites alumino-potassiques
325-305 Ma	CARBONIFERE SUPERIEUR	Lacune stratigraphique + érosion du Namurien et du Westphalien Microgranites à 2 micas	Sudète
306,5-299 Ma	CARBONIFERE SUPERIEUR	Bassins volcaniques et sédimentaires du Stéphanien
299-260,4 Ma	PERMIEN	Bassins volcaniques et sédimentaires de l'Autunien et Saxonien

Le Morvan se situe à peu près au milieu de la chaîne varisque (ou hercynienne) qui traverse toute l'Europe moyenne du sud de l'Espagne jusqu'à la Bohème. Les terrains constituant le Morvan (et aussi le NE du Massif Central) se sont formés au cours de quatre périodes [REF] qui caractérisent l'évolution géodynamique de cet orogène. Au Paléozoïque inférieur durant les périodes pré-, éo- et medio-varisques s'édifie une première chaîne dans la marge nord africaine du continent de Gondwana. La période néo-varisque couvrant le Paléozoïque supérieur, correspond à la collision entre ce continent de Gondwana remontant de l'hémisphère sud avec le continent nord-européen ou Laurussia occupant une position proche de l'équateur.

L'édification de la chaîne varisque s'est faite en deux temps, deux cycles orogéniques caractérisés par l'ouverture de domaines océaniques puis leurs fermetures par convergence et collision des masses continentales [REF]. Les zones de subduction qui accompagnent ces deux cycles sont successivement inclinées vers le nord puis vers le sud de part et d'autre d'un microcontinent l'Armorica, donnant à la chaîne, en Europe occidentale, une structure de nappes en éventail due au déversement centripète des terrains volcano-sédimentaires accumulés sur les marges continentales [REF]. Le premier cycle couvre le Paléozoïque inférieur de 542 Ma à 385 Ma, le second le Paléozoïque supérieur de 385 Ma à 251 Ma.

A la fin des temps précambriens, au Protérozoïque supérieur (1000 à 542 Ma) un unique continent - Rodinia - regroupe les terres émergées au milieu de l'océan recouvrant le reste de la Terre. Peu avant le début de l'ère paléozoïque, vers 600 Ma, cette masse continentale se fragmente, d'une part, en quatre plaques continentales :

Cette fragmentation qui augmente la surface du milieu marin côtier, favorise l'abondance et la diversité biologiques caractérisant le Cambrien (542 à 488,3 Ma).

Durant cette période cambrienne, l'aire océanique - l'océan Iapetus - séparant la Laurentia de la Baltica s'agrandit. Les dépôts sédimentaires et volcaniques (M) qui formeront plus tard le socle cristallophyllien du Nord-Est du Massif central, s'accumulent sur la marge nord amincie du continent de Gondwana où se manifeste un magmatisme alcalin (intrusion de granites).

A la fin du Cambrien (488,3 Ma) et durant tout l'Ordovicien (488,3 à 443,7 Ma), la Laurentia et la Baltica se rapprochent à nouveau, générant le fonctionnement d'un arc volcanique à la limite de la Laurentia et de l'océan Iapetus. Deux micro-continents se détachent du continent de Gondwana [REF]. Le premier, l'Avalonia, dérive rapidement vers le nord ouvrant l'océan Rhéique qui le sépare du second l'Armorica dont la dérive moins importante n'ouvre qu'une aire océanique plus réduite : l'océan Massif central ou de Galice-Bretagne méridionale [REF] où s'accumulent les terrains volcano-sédimentaires cambro-ordoviciens (M).

Durant le Silurien (443,7 à 418 Ma) la collision de la Laurentia et de la Baltica ferme la branche nord du Iapetus et provoque la surrection de la chaîne calédonienne. L'Avalonia poursuivant sa dérive vient se souder à la Laurussia (Laurentia+Baltica), ouvrant plus largement l'océan Rhéique. L'océan Massif central se ferme, la croûte océanique et les terrains volcano-sédimentaires sont enfouis profondément et métamorphisé dans le domaine éclogitique des hautes pressions (M) dans la zone de subduction qui plonge sous l'Armorica.

Au Dévonien inférieur et moyen (418 à 385,3 Ma), la collision de la Laurussia et de l'Armorica provoque la remontée des terrains ultra-métamorphiques (plis, écaillage, obduction, chevauchement, nappe de charriage), leur métamorphisme rétrograde (faciès amphibolite) et de la fusion locale des gneiss en migmatites (M). Durant la mise en place tectonique de ces nappes vers la bordure nord du Gondwana, les terrains sont arasés sur une épaisseur de 20 km, laissant une surface d'érosion à la fin du Dévonien moyen (380 Ma).

Durant cette même période la dérive vers le nord du continent de Gondwana ferme l'océan Rhéique.

Trois périodes peuvent être distinguées dans le second cycle de l'orogenèse varisque:

La dérive vers le Nord et la rotation horaire du continent de Gondwana ferme progressivement l'océan Rhéique. L'éperon aquitano-cantabrique situé sur la marge africaine provoque le poinçonnement de la chaîne varisque et la formation de l'arc ibéro-armoricain [REF]. Au cours de la déformation les terrains du Paléozoïque inférieur de la zone sud-armoricaine sont pincés entre le bloc aquitanien et le bloc cadomien (Armorica et Avalonia p.p. [REF]) et subissent à la fois un déversement centripète (unités chevauchantes sur ces deux blocs) et des cisaillements dextres matérialisés dans les diverses branches du domaine sud-armoricain [REF]. Ces décrochements ductiles altèrent la zonalité originelle de cette partie de la chaîne en particulier les traces de suture océanique (Rhéique et cortège de micro-continents) qui se situeraient au niveau de la zone saxothuringienne.

A l'écart du poinçonnement, au SE du bloc cadomien, la croûte cristallophyllienne anté-dévonienne se distend, ouvrant temporairement dans celle-ci un rift océanique en arrière de l'arc magmatique alimenté par la subduction de la croûte océanique (Rhéique) sous la nouvelle croûte cristallophyllienne formée dans la marge du Gondwana.

Lors du blocage collisionnel qui se produit autour de 340 Ma la rotation horaire du Gondwana continue d'entraîner celle de la partie orientale de l'orogène. En effet, les données paléomagnétiques [REF] indiquent qu'entre 330 Ma (volcanites du Viséen supérieur) et 260 Ma (volcanites du Saxonien) le Nord-Est du Massif central a subi une rotation horaire de 60° par rapport au continent nord-européen (Laurussia). De son coté le bloc Maures-Estérel-Corse-Sardaigne (MECS) subi la même rotation à laquelle s'ajoute une dérive méridionnale par rapport au reste de la chaîne varisque [REF].

Le socle cristallophyllien anté-dévonien est affecté de décrochements tangentiels intracrustaux (phase sudète I) favorisant la fusion anatectique et la montée des magmas granitiques. Ceux-ci alimentent dans un premier temps le volcanisme du Viséen supérieur localisé dans le NE du massif Central dans les deux fossés volcano-tectoniques de la Loire et du Morvan; puis de façon plus extensive par les intrusions de granites alumineux et de leucogranites.

Ainsi au cours de la phase orogénique Sudète II qui prolonge la collision continentale, le raccourcissement crustal est perturbé par la présence des micro-continents (Cadomien ou Armorica) coincés entre les deux grandes masses continentales de Laurussia et de Gondwana qui se déplacent vers le nord (cf. la position de l'équateur - 0°- à 320 Ma et à 260 Ma).

Les changements de direction de compression relevés entre le Westphalien et l'Autunien dans le NE du massif Central ne seraient peu-être qu'apparents, le champs de contraintes imposé par la dérive du Gondwana étant demeuré constant. Le blocage continental étant achevé au Permien inférieur, la nouvelle croûte continentale née de l'orogenèse varisque, s'amincit sous l'effet conjugué des forces distensives et de l'érosion.

Au Dévonien supérieur (385,3-359,2 Ma), un nouveau cycle orogénique reprend en relation avec le fonctionnement d'une zone de subduction située quelque part à la limite du socle gneissique consolidé au Dévonien moyen et un domaine océanique (océan Rhéique). Un arc volcanique se forme sur le socle cristallophyllien et, en retrait, s'ouvre un rift intra-continental à fond océanique (bassin d'arrière arc). Le volcanisme d'arc calco-alcalin alimenté par la fusion de la croûte terrestre située à l'aplomb du plan de subduction, débute au Frasnien par l'épanchement (vers 378 Ma) de laves kératophyriques (soda-rhyolite à soda-dacite). Ces laves sont contemporaines des calcaires coralliens de Diou et Gilly-sur-Loire. L'activité volcanique se poursuit au Famennien par des coulées sous-marines de basalte, d'andésite et de dacite et par l'accumulation de puissantes couches de tufs (produits de démantèlement et de projections volcaniques) qui se mêlent à une sédimentation fine d'origine terrigène, les siltites.

La sédimentation silteuse se poursuit sans discontinuité stratigraphique au Carbonifère inférieur (Tournaisien : 359,2-345,3 Ma), interrompue parfois par des coulées de basalte et d'andésite calco-alcalins. Cependant, l'influence de la phase tectonique bretonne qui se manifeste vers 360 Ma plus au sud du Morvan, entraîne une recrudescence de l'érosion sur les reliefs émergés du socle cristallophyllien et le dépôt en abondance de puissantes couches de conglomérats et de grès interstratifiées avec les siltites. Localement des calcaires cristallins y sont intercalés; non fossilifères (marbres de Champ-Robert, du Puits, d'Argentolle, de Saint Léon), ils seraient d'origine hydrothermale (dépôts de sources pétrifiantes).

A la fin du Tournaisien, l'activité volcanique s'intensifie et l'emporte sur la sédimentation détritique, accumulant les coulées et les épanchements de dacites et rhyodacites calco-alcalines. Le caractère ignimbritique des épanchements et l'intercalation de conglomérats à galets de dacite témoignent de l'émersion des appareils volcaniques. En profondeur, ce magmatisme issu de la fusion de la croûte continentale profonde, génère des intrusions de granites sub-alcalins, porphyroïdes à biotite (et amphibole) qui se mettent en place vers 345 Ma, et semble-t-il de façon préférentielle, entre la couverture volcano-sédimentaire dévono-carbonifère et le socle gneissique sous-jacent (batholites de Luzy au sud, des Settons au nord).

L'activité volcanique cesse avec le phénomène de subduction et la collision des deux plaques continentales gondwanienne et laurussienne. Peu exprimée au niveau du Morvan, la tectonique tangentielle se poursuit dans le reste du Massif central par la mise en place des nappes et des dômes gneissiques [REF].

Quelques calcaires fossilifères littoraux se déposent, postérieurement au volcanisme dacitique. Datés par leur microfaune du Viséen inférieur-moyen . Ils sont contemporains de ceux formant une plate-forme carbonatée dans le Roannais et Beaujolais avant le retrait de la mer.

Après la longue période de compression coïncidant avec la subduction qui s'étend du Frasnien à la fin du Tournaisien (385,3-345,3), succède l'extension de la chaîne varisque caractérisée par l'ouverture de fractures transverses, plus ou moins perpendiculairement à son allongement E-W [REF]. A cette période correspond dans le NE du massif Central, une phase de tectonique cassante, la phase intraviséenne ou sudète I qui génère un système de failles actuellement orientées ENE-WSW (N70°E) et qui vont servir de guide à de vastes épanchements fissuraux de laves, d'ignimbrites et de tufs soudés de nature rhyodacitique, connus aussi sous le terme de tufs anthracifères et datés du Viséen supérieur (335-326 Ma). Sachant que cette partie du massif Central a subi une rotation horaire de 60° entre le Viséen et le Saxonien [REF], les failles N70°E devaient être initialement sub-méridiennes, position en quelque sorte confortée par la direction de la foliation métamorphique relevée dans les domaines gneissiques de Chastellux et de Montjeu : N160°E donc de direction initiale E-W.

Ce volcanisme aérien, issu de la fusion en profondeur du socle cristallophyllien (présence d'enclaves de gneiss et de grenats métamorphiques dans les ignimbrites), laisse peu de place à une sédimentation lacustre où s'accumulent localement les débris végétaux transformés en couches d'anthracite. De nombreuses intrusions sub-volcaniques recoupent les volcanites sous la forme de filons et de stocks de microgranite porphyrique et de granophyre. Ce magmatisme se termine à la fin du Viséen entre 326 et 318 Ma, par l'intrusion de plutons de granites à muscovite et biotite ou leucogranites. Comme les roches volcaniques, ils proviennent de la fusion de portions du socle cristallophyllien. Ces leucogranites recoupent soit les volcanites du Viséen supérieur (granite du Folin), soit les gneiss et les granites porphyroïdes à biotite ( leucogranite de la Pierre-qui-Vire au nord, leucogranite de Mesvres au sud).

Durant le Namurien (318,1-315 Ma), le Westphalien (315-305 Ma) et le Stéphanien A (305-300 Ma), soit pendant 18 Ma, la phase orogénique sudète II édifie et détruit les reliefs de la chaîne varisque ne laissant pas de trace de dépôts sédimentaires.

Ce n'est qu'au Stéphanien B et C (300-295 Ma) que s'individualisent les bassins intra-montagneux dont la structure et la sédimentation lacustre subsidente est étroitement liée à une tectonique cassante : ouverture en pull-apart des bassins de Sincey-lès-Rouvray, de Blismes, d'Epinac et du Creusot. Dans ces bassins lacustres, sous un climat chaud et humide, se dépose une sédimentation argileuse et gréseuse où s'accumulent les débris végétaux à l'origine des couches de charbon. Dans le bassin de Blismes une forte activité volcanique faite d'épanchements de laves, d'ignimbrites et de tufs de composition rhyolitique, ainsi que des filons de microgranite et granophyre, prédomine sur les dépôts sédimentaires dans une structure d'effondrement en chaudron ou caldeira.

Cette tectonique se poursuit à l'Autunien (295-273 Ma), agrandissant les bassins lacustres d'Autun et du Creusot dont les sédiments fins contiennent une faune riche en poissons et tétrapodes et une flore de fougères et des premiers ginkgos. L'abondance de matière organique sédimentée est à la source des schistes bitumineux d'Autun.

Au Saxonien (273-258 Ma) les dépôts conglomératiques rouges marquant l'aridité du climat, comblent les lacs. L'activité volcanique se termine avec l'épanchement de l'ignimbrite de Montreuillon qui déborde de la caldeira de Blismes.

Durant ces temps tardi-hercyniens (Stéphanien B à Saxonien), les contraintes tectoniques dont les directions vont progressivement tourner, se poursuivent entraînant la déformation des bassins (plis et fractures). L'érosion des reliefs se poursuit jusqu'à la fin du Permien (251 Ma), laissant à l'aube du Trias un nouveau socle pénéplanisé que la mer du Mésozoïque va progressivement envahir.

Au début de l'ère Secondaire (Mésozoïque), l'enfoncement de la partie est du Bassin Parisien provoque l' invasion de la mer germanique sur les reliefs érodés du Morvan paléozoïque. Aux arkoses, grès et sédiments lagunaires du Trias (de 251 à 199,6 Ma) succèdent au Lias (de 199,6 à 175,6 Ma) des marnes et calcaires franchement marins qui recouvrent la totalité du Morvan.

A cette période, la croûte terrestre est soumise à des mouvements de distension qui réactivent les failles tardi-hercyniennes dans lesquelles circulent des fluides hydrothermaux à l'origine des grands filons de quartz et de fluorine dans les terrains paléozoïques (Argentolle, Voltenne, Maine) ou des dépôts stratiformes dans les sédiments triaso-liasiques à proximité des failles bordières du socle paléozoïque (Chitry, Marigny, Pierre-Perthuis, Antully).

Le domaine où s'exercent ces contraintes est situé au centre de la Pangée (conjonction Gondwana-Laurasia) s'étendant du Massif Central aux Pyrénées. A cette période, fin du Trias début du Lias, la distension affectant la croûte continentale de la Pangée se traduit par l'ouverture de deux rifts océaniques, la Téthys alpine au sud-est du Massif Central et la branche sud-ibérique prolongements temporaires de l'Atlantique qui se refermeront au Lias au profit de l'océan atlantique nord [REF]. L'ouverture du rift atlantique est accompagnée d'un épisode majeur d'épanchements de basaltes tholéiitiques : la « Central Atlantic Magmatic Province » [REF] dont l'expression la plus septentrionale se retrouve dans les filons de dolérites (composition de basaltes tholéiitiques) orientés NO-SE, traversant l'ouest du socle armoricain et datés entre 210 et 195 Ma [REF].

Les filons silico-fluorés d'orientation sub-méridienne se répartissent significativement dans le Massif Central à l'est du Sillon Houiller tandis que les filons pyrénéens sont orientés E-O [REF]. Cette région se trouvait donc comprise entre deux zones à fort gradient géothermique causées par la remontée de la partie supérieure du manteau. Les gaz et cendres émis par les grandes éruptions de basaltes des plateaux (traps) durant environ 580 000 ans [REF] auxquelles s'ajoute localement la chute de la météorite de Rochechouart [REF] sont très probablement la cause de l'extinction d'une grande part des êtres vivants [REF]. Les ruptures continentales et rifting quand ils sont accompagnés (ou responsables) de volcanisme extensif, ont des effets plus catastrophiques sur l'évolution de la vie terrestre que ceux provoqués par les collisions continentales et les surrections montagneuses plus étalées dans le temps.

Après une régression marine au Jurassique moyen (de 175,6 à 161,2 Ma), la mer revient au Jurassique supérieur (de 161,2 à 145,5 Ma) déposant à nouveau des marnes et des calcaires.

Durant le Crétacé (de 145,5 à 65,5 Ma) la mer se retire progressivement, la transgression de la mer de la craie n'atteignant pas les reliefs du Massif Central et du Morvan soumis à une dégradation en régime tropical enlevant peu à peu la couverture de sédiments mésozoïques.

A l'ère Tertiaire (Cénozoïque) les contre-coups du soulèvement de la chaîne des Pyrénées à l'Eocène moyen (vers 45 Ma), puis de celle des Alpes au Miocène (de 23,3 à 5,33 Ma) ont pour conséquence la formation des fossés d'effondrement que sont les Limagnes, remplis d'une épaisse série de sédiments continentaux et marins, surtout à l'Oligocène (de 33,9 à 23,03 Ma), et le soulèvement du horst du Morvan qui repris par l'érosion voit ses reliefs rajeunis. Les matériaux détritiques sont entraînés par des fleuves dont les cours préfigurent ceux actuels (paléo Loires) et déposés au passage avec des calcaires lacustres. Le volcanisme cénozoïque du Massif Central n'a pas de représentant dans le Morvan.

Lors des quatre glaciations (Günz, Mindel, Riss, Würm) qui se sont succédées entre 950 000 et 10 000 ans durant l'ère Quaternaire, le Morvan n'a pas été recouvert de glaciers mais a été soumis à un climat rigoureux de toundra. Les périodes interglaciaires ont favorisé le retour d'une végétation plus riche et plus variée. Le réchauffement de l'actuelle période interglaciaire (post-Würm) a été perturbée entre 1350 et 1850 par le petit âge de glace.

Réflexions sur de possibles et futures recherches à effectuer sur les diverses unités du Morvan

Si la précision apportée à la datation des terrains du Morvan s'est affinée depuis les premières études géologiques de la fin du 19ème siècle, elle reste bien en deçà des moyens analytiques actuellement disponibles. Jusque dans les années 1960, seules les études paléontologiques portant sur les faunes et les flores ont été facilitées par l'abondance des petites carrières en exploitation et ont fourni assez de matériaux pour dresser la succession des terrains volcano-sédimentaires du faisceau du Morvan allant du Frasnien au Viséen supérieur.

Sous l'impulsion des géologues du CEA quelques granites sont à leur tour datés par les méthodes K/Ar et Rb/Sr mais avec des résultats incertains dus aux phénomènes de rajeunissement. Ces résultats parfois peu fiables ont été vérifiés par la méthode U/Pb sur zircon portant sur les deux massifs granitiques de Grury et de la Pierre-qui-Vire ainsi que sur les microgranites de Vausségré et de Picampoix. Une seule unité volcanique, celle des soda-dacites de Chizeuil est datée par la même méthode. On voit donc qu'en regard des nombreuses unités géologiques mises en place durant tout le Paléozoïque, épisodes volcaniques, formations sédimentaires, intrusions granitiques (cf tableau) il reste encore de nombreuse études à mener avant de pouvoir établir une succession précise des évènements géologiques et par la même occasion éclaircir les relations existant entre ces derniers. Les méthodes de datation isotopique Rb/Sr sur roche totale et U-Th-Pb sur minéraux (SHRIMP) portant sur les roches éruptives acides et la méthode Sm/Nd sur les roches éruptives basiques ou sur les minéraux (grenat) sont les outils actuels pour mener à bien ce type de projet.

L'énumération qui suit recense les unités géologiques méritant de tels travaux.

Recherches d'éventuelles relations génétiques entre le volcanisme et la granitisation

soda-dacite de Creuse, de Cressy-sur-Somme, quartzite de Chizeuil (U/Pb sur zircon)

'stratigraphie' des volcanites : ignimbrite à cpx, à grenat, tufs soudés.... (U/Pb sur zircon et Sm/Nd), idem pour microgranite et granophyre du fossé volcano-plutonique de St Honoré-les-Bains à Cussy-en-Morvan

Volcanisme et sub-volcanisme stéphano-permien de Blismes-Montreuillon : rhyolite et ignimbrite (U/Pb sur zircon), basalte des Pelletiers (Sm/Nd)

âge et origine magmatique des divers faciès granitiques distingués par Carrat : St Didier, Grury, Issy, luzy-la Rochemillay, Sainte Radegonde, Uchon, St Firmin (U/Pb sur zircon et Rb/Sr)

âge et origine magmatique des divers faciès granitiques distingués par Carrat : Sermages, Domartin, Planchez, Vauclaix, Brassy, Dun-les-Places, Lormes, Settons ss, Villargois, Précy-sur-Thil, Montigny (U/Pb sur zircon et Rb/Sr)

Individualité des granites alumino-potassiques (St Léger-sous-Beuvray, Uchon et Lormes)

Leucogranites de Mesvres, le Bouvier, la Comelle, Folin, Pierre-qui-Vire (U/Pb sur zircon et Rb/Sr)

Origine des marbres de Champ-Robert, le Puits, Argentolle, St Léon, les Gouttes-Pommiers, le Colombier (TR?)

Compléter les datations Conodontes du Frasnien et du Famennien. En particulier sur les lits calcaires interstratifiés dans les siltites situées juste au dessus des assises dolomitiques frasniennes des Carrières ou de la coupe de la Loire. Permettre d'avoir un aperçu sur l'évolution des faunes avant et après l'évènement Kellwasser. qui a provoqué l'extinction de masse de la limite Frasnien-Famennien. On a à Diou, les Carrières, chez Dubois et Fontête la possibilité d'observer les terrains de cette zone de transition continue entre la sédimentation carbonatée du Frasnien et celle silteuse du Famennien.

Problème du passage du Famennien au Tournaisien : Moulin du Roy, carrefour Petiton, le Strunien

Les grès et conglomérats du Tournaisien contiennent de éléments détritiques (quartz, lydienne, grès-quartzite) d'origine inconnue.Les siltites interstratifèées avec ces matériaux contiennent des phyllites d'origine terrigène. La recherche de zircons détritiques, leur caractérisation morphologique et leur datation apporteraient quelques données sur leur provenance.


Adaptée de R.C.Scotese, PALEOMAP Project