OROGENESE VARISQUE

Deuxième partie

Evolution de l'orogenèse varisque en Europe occidentale

L'application aux séries anciennes des concepts pétrologiques mis en évidence dans la genèse des suites magmatiques liées aux divers sites géotectoniques définis par la tectonique des plaques, la possibilité de dater les protolithes et les épisodes métamorphiques qui les affectent, l'analyse cinématique des déformations - plis, nappe, faille - et les données obtenues sur la structure profonde de la croûte continentale ont permis de reconstituer l'évolution géodynamique de la chaîne varisque dont l'histoire était déjà bien connue par les études plus classiques : stratigraphie et tectonique. Dans cette histoire bien des points restent obscurs et certaines questions n'auront peut-être jamais de réponses, par essence l'orogenèse faisant disparaître des fragments de l'écorce terrestre.

L'histoire géologique des terrains paléozoïques formant le Morvan cristallin s'inscrit dans l'évolution géodynamique de la chaîne hercynienne (orogenèse varisque) de l'Europe occidentale qui résulte de la collision entre, au Nord, le continent Nord-Européen et au Sud celui de Gondwana. Quatre grandes périodes ont été distinguées dans l'édification de la chaîne [REF], [REF].

Les terrains constituant le Morvan actuel ont été formés pour l'essentiel au Carbonifère (volcano-sédimentaires et granites) entre 360 Ma et 280 Ma tandis que les gneiss d'extension plus réduite sont les témoins d'une histoire plus longue et plus complexe qui s'est déroulée depuis le Cambrien (550 Ma) jusqu'au Dévonien moyen (380 Ma). Les terrains volcano-sédimentaires à l'origine des gneiss, se sont déposés dans l'océan séparant ces deux aires continentales et ont été enfouis, déformés et entraînés dans une tectonique de nappes dont les chevauchements varient de 50 à 150 km.

Période pré-varisque de 550 à 450 Ma : la distension du Cambrien à l'Ordovicien.

Sous l'effet d'une distension généralisée, le continent Nord-Européen (NE) est séparé du continent de Gondwana (G) par une vaste aire marine [REF] au milieu de laquelle émerge un micro-continent caractérisé par la présence grès armoricains de l'Arenig et qui comprend le bloc cadomien (C) et ses prolongements crustaux dans la future zone saxo-thuringienne et le bloc barrandien d'Allemagne.

• Entre le bloc cadomien (C) et le Gondwana (G) la proto-Téthys est une mer peu profonde qui s'étend sur une croûte continentale en distension. L'amincissement de la croûte favorise dès le Cambrien la montée et l'intercalation au sein d'une sédimentation grauwackeuse d'un magmatisme tholéiitique - basalte et gabbro - associé à un magmatisme acide. La diversité du magmatisme tholéiitique, soit d'origine océanique, soit de distension crustale et son association occasionnelle à un magmatisme calco-alcalin est représentative des domaines de rifts intra-continentaux d'extension limitée, de type bassins d'arrière-arc [REF] ayant rarement atteint le stade océanique [REF] avant leur fermeture. Dans ce domaine qui deviendra la zone moldanubienne ou arverno-vosgienne en France, ce magmatisme est daté de 500 à 470 Ma (KO).

• Sur le bloc cadomien (C) [REF] la sédimentation reste épicontinentale. Après le comblement conglomératique et l'épanchement local de laves acides au Cambrien ennoyant les reliefs du socle briovérien, les grès de l'Arenig marquent le retour généralisé de la mer à l'Ordovicien dont les alternances de schistes et de grès par leurs variations latérales de faciès et d'épaisseur reflètent les effets lointains de phases orogéniques .
• La mer médio-européenne (océan rhéique) qui sépare le bloc cadomien du continent Nord-Européen (NE) est peu profonde ou à fond de croûte océanique; c'est le site de la zone rhéno-hercynienne. Prolongeant vers le Sud les dépôts continentaux de l'avant fosse, une épaisse série de sédiments détritiques fins s'accumule du Cambrien au Silurien (K-S), dans lesquels s'intercalent les produits d'un volcanisme sous-marin bimodal caractéristique d'une marge continentale [REF].

Période éo-varisque 450 à 400 Ma. Convergence des plaques, subduction et enfouissement de l'Ordovicien supérieur au Silurien.

• La présence et la localisation de plans de subduction [REF] restent encore très hypothétiques bien que dans l'état actuel des connaissances seul leur fonctionnement peut expliquer l'enfouissement dans des conditions extrêmes de pression et de température de l'ensemble volcano-sédimentaire accumulé dans la proto-Téthys entre le Cambrien et l'Ordovicien inférieur (K-O) . Cet ensemble pris dans le prisme d'accrétion, est entraîné dans le manteau lithosphérique par le courant de convection générateur du plan de subduction. Les roches sont déformées, granitisées et soumises à un métamorphisme catazonal de faciès granulitique. Les reliques d'éclogites qui caractérisent le groupe leptyno-amphibolique indiquent des pressions comprises entre 12 et 20 kb et une température de 750 °C soit un enfouissement de 60 km dans la lithosphère.

• Sur le bloc cadomien [REF] ( C ), la sédimentation initiée à l'Ordovicien se poursuit sans interruption au Silurien qui à son sommet présente des faciès de régression marine, témoins des derniers contrecoups de la phase orogénique ardennaise (415 Ma).
• En bordure du continent Nord-Européen (NE) [REF], la sédimentation ordovicienne et silurienne (K-S) grossièrement détritique dans l'avant fosse, passe latéralement vers le Sud à des pélites et des quartzo-phyllades qui augmentent considérablement d'épaisseur vers la fosse marine dont le fond pourrait avoir un caractère océanique (O). Dans cette zone rhéno-hercynienne en cours de structuration sous les poussées tectoniques, les couches géologiques sont progressivement déformées durant les mouvements de la phase orogénique ardennaise entre 450 et 415 Ma créant un régime de plis écaillés et déversés vers le Nord et ayant pour conséquence un retrait partiel de la mer.

Période médio-varisque de 400 à 380-350 Ma, collision continentale du Dévonien inférieur au Dévonien moyen.

• Au cours de cette période, la collision entre le continent de Gondwana et le bloc cadomien et ses prolongements orientaux (zone cristalline médio-germanique) continue de déformer les nappes de la zone moldanubienne (K-S). La remontée rapide, estimée à 3 à 4 mm/an [REF] du complexe leptyno-amphibolique lui fait subir un métamorphisme rétrograde dans le faciès amphibolique (7 kb et 700°C) et une fusion anatectique des termes acides (migmatites) datés autour de 380 Ma [REF]. Le mécanisme de remontée dans la lithosphère est encore mal connu; l'hypothèse généralement admise est l'éjection d'écailles tectoniques sous l'action du serrage continental. C'est au cours de la collision que s'édifie l'essentiel de la structure actuelle de la zone moldanubienne et du Massif Central en particulier avec l'empilement de deux grandes nappes de gneiss séparées par des plans de chevauchement mylonitique :

1. une nappe supérieure caractérisée par la présence du complexe leptyno-amphibolique, l'abondance des reliques d'éclogites et de granulites vers la base de la nappe, surmontée par une épaisse série de paragneiss et d'anatectites; la déformation est figée par le métamorphisme mésozonal.
2. une nappe inférieure contenant des métagrauwackes et des métapélites (gneiss mésozonaux) et des intrusions de granites alumineux mis en place entre 540 et 430 Ma et donc transformés en orthogneiss. La position tectonique de cette nappe est encore mal connue, mais elle pourrait chevaucher des séries moins métamorphiques restées en place (séries autochtones) et qui seraient d'âge briovérien à cambrien.

Dans le Massif Central, de la Marche aux Monts du Lyonnais en passant par le Haut Allier, les divers fragments de ces deux nappes sont déversés vers le Sud, y compris les nappes de la Sioule dont le prolongement nord-est pourrait être les gneiss à reliques d'éclogites de Montjeu [REF]. Une intense érosion détruit la chaîne montagneuse au cours de sa surrection enlevant une épaisseur de gneiss estimée à près de 20 km [REF].

• Sur le bloc cadomien [REF] (C) les schistes et grès du Dévonien inférieur succèdent sans discontinuité à ceux du Silurien. Les schistes et calcaires du Dévonien moyen et supérieur traduisent une lente régression marine que viendra clore la phase orogénique bretonne à 360 Ma en plissant en larges ondulations les séries déposées depuis le Cambrien.
• Dans la zone rhéno-hercynienne [REF] la sédimentation de phyllades se poursuit au Dévonien inférieur dans la partie sud (K-D) , tandis que la transgression marine vers le Nord laisse des conglomérats et des grauwackes. Au Dévonien moyen la poursuite de la transgression vers le Nord dépose des calcaires récifaux.

Période néo-varisque de 380 à 300 Ma, du Dévonien supérieur au Carbonifère supérieur.

• Dans la moitié nord de la zone moldanubienne et plus particulièrement au Nord des Monts du Lyonnais l'évolution tectono-métamorphique est terminée au Dévonien moyen vers 380 Ma. Au Sud du Morvan, le volcanisme de la série de la Brévenne se situe dans une zone de distension crustale aux dépens du nouveau socle cristallophyllien. L'association de serpentine, gabbro et basaltes en coussinets de nature tholéiitique est celle d'une croûte océanique de faible extension [REF]. Le volcanisme acide associé traduit une contamination crustale. A la fermeture de ce rift océanique lors de la phase orogénique bretonne (350 Ma), la croûte océanique a été obductée et conservée dans un fragment de complexe ophiolitique [REF]. Le volcanisme acide calco-alcalin et les assises détritiques du Carbonifère inférieur reposent en discordance sur les gneiss du socle cristallophyllien.

Dans les Vosges et dans le Morvan le volcanisme calco-alcalin [REF], [REF] actif au Dévonien supérieur et durant tout le Carbonifère inférieur [REF] est à mettre en relation avec le fonctionnement d'un plan de subduction dont la position reste encore imprécise, probablement situé en bordure sud de la zone rhéno-hercynienne (au niveau de la zone phylliteuse) [REF].

Plus au Sud, le front orogénique progresse vers le Sud poursuivant l'empilement des nappes métamorphiques jusqu'au Viséen inférieur dans le Rouergue et jusqu'au Namurien-Westphalien dans les nappes du Paléozoïque de la Montagne Noire.

Dans le domaine situé entre la Brévenne et le Morvan (Forez, Montagne Bourbonnaise), le Viséen inférieur/moyen est bien représenté par des calcaires interstratifiés dans des conglomérats.

Dans le Morvan les dépôts du Dévonien supérieur (et peut-être moyen) sont considérés comme transgressifs sur les gneiss du socle cristallophyllien, bien que jusqu'à présent, ce type de contact n'a pu être directement observé.

L'histoire géologique de cette région est détaillée dans les divers chapitres du site : Résumé

• Sur le bloc cadomien (C) [REF] la transgression conglomératique du Dinantien sur le Dévonien plissé est accompagnée d'éruptions volcaniques de laves et de tufs rhyolitiques et de coulées de laves basiques. Les alternances de schistes et de grès riches en débris d'origine volcanique du Tournaisien, puis les schistes du Viséen présentent le faciès culm. Ce Dinantien se termine soit par des calcaires récifaux, soit par des sédiments gréso-pélitiques qui se poursuivent jusqu'au Namurien. La sédimentation est interrompue au Westphalien par la phase orogénique asturienne qui induit localement dans la série plissée un métamorphisme épizonal à mésozonal. A la même période se mettent en place les nombreuses intrusions de granodiorite, granite et leucogranite. Après cette phase asturienne la partie centrale du bloc cadomien reste à l'abri de l'orogenèse hercynienne. Le Stéphanien houiller et le Permien à coulées basaltiques reposent horizontalement.
• Dans la zone rhéno-hercynienne [REF] la sédimentation marine calcaire se poursuit au Frasnien mais le Famennien schisto-gréseux annonce la régression marine (K-D) . Les contrecoups lointains de la phase orogénique bretonne peuvent entraîner localement une lacune du Strunien (sommet du Famennien). La mer revient largement au Dinantien et aux schistes et calcschistes du Tournaisien succèdent rapidement vers le Nord les puissantes assises calcaires du Dinantien moyen et supérieur (Viséen). Des brèches et des émersions locales marquent l'influence de la phase orogénique sudète active plus au Sud. Ici elle n'entraîne que l'installation d'un régime de marécages à incursions marines au Namurien durant lequel se déposent des schistes et des grès provenant de l'érosion des reliefs avoisinants, puis des restes organiques venus de la couverture végétale au Westphalien houiller. La phase orogénique asturienne (300 Ma) ajoute de façon paroxysmale le même type de plis déversés, écaillés et chevauchant vers le Nord, provoquant la lacune du Stéphanien.

Orogenèse varisque 3ème partie

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