La chaine varisque en France, un édifice multi-collisionnel et poly-cyclique / Évolution géodynamique et conclusion

Michel Faure

Institut des Sciences de la Terre d'Orléans, Université d'Orléans

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

03/03/2021

Résumé

Évolution géodynamique de la chaine varisque, conclusion et perspectives de recherche.


Ce qui est trop simple est sûrement faux,
ce qui est trop compliqué est incompréhensible.

Paul Valéry

Avant-propos

Cette synthèse est le fruit de près de 40 ans de recherches menées directement par l'auteur ou dans le cadre de thèses et de masters soutenus à l'ISTO (UMR 7327, Université d'Orléans-CNRS-BRGM). Elle n'aurait pas été possible sans les nombreuses contributions de collègues et d'étudiants qui m'ont fait confiance. Un grand nombre de collègues, chercheurs et enseignants-chercheurs du monde académique universitaire, CNRS et BRGM sont également remerciés pour leur soutien scientifique et matériel et les discussions enrichissantes. Outre les nombreuses publications, les cartes géologiques à 1/50 000 constituent une source d'information inestimable. Bien évidemment, les interprétations sont de la responsabilité de l'auteur.

Jean-Paul Passeron et Anne-Marie Bouvier sont remerciés pour la lecture attentive du fond et de la forme, leurs conseils constructifs et leur grande patience à corriger les fautes de grammaire ou de syntaxe.

Échelles chronostratigraphiques

Cette synthèse utilise les noms des étages de l'échelle chronostratigraphique internationale, échelle qui a évolué au fil du temps lorsque de meilleurs stratotypes ont été trouvés et décrits (avec parfois de nouveaux découpages). Ainsi, par exemple, les étages du Carbonifère n'ont pas les mêmes noms sur la carte géologique de la France (noms “anciens” et, surtout, liés à des stratotypes européens) que dans la charte chronostratigraphique internationale.


Domaines varisques / régions actuelles

Les descriptions des ensembles géologiques et l'histoire de la chaine varisque suivent un “découpage” suivant les grands domaines ayant joué les uns par rapport aux autres lors de l'orogenèse hercynienne. Le territoire métropolitain actuel étant issu de collisions multiples entre blocs et micro-blocs d'origines variées, il est généralement nécessaire de parcourir l'ensemble de cette synthèse “orogénique” pour rassembler les éléments nécessaires à une synthèse concernant une région géographique actuelle (Bretagne, Vosges, par exemple). Des cartes synthétiques et des renvois dans le texte aident le lecteur à visualiser les différents événements / domaines affectant ”sa” région.

L'évolution géodynamique de la chaine varisque

Les reconstructions géodynamiques et paléogéographiques sont fondées sur trois types d'arguments : i) des corrélations lithologiques et structurales, ii) des comparaisons d'assemblages faunistiques et floristiques permettant de distinguer des provinces paléobiogéographiques, iii) des mesures paléomagnétiques permettant de déterminer les paléolatitudes des différentes unités. Cette dernière méthode rend assez bien compte des positions des grandes masses continentales – Laurentia, Baltica, et Gondwana – mais elle est délicate à appliquer pour des petits domaines comme Armorica ou Saxo-Thuringia dans lesquels les déformations, les métamorphismes, même de bas degré, ou les intrusions granitiques ont perturbé l'aimantation primaire. Par exemple, les formations sédimentaires de l'Unité des Plis-et-Chevauchements de la Montagne Noire semblent à priori convenir pour établir la paléolatitude du Gondwana, cependant il est bien établi que la formation du dôme granitique et migmatitique de la zone axiale a provoqué des ré-aimantations importantes dans les séries sédimentaires paléozoïques.

Par ailleurs, les tailles des domaines océaniques étant relativement modestes, la diversité biologique n'est pas toujours très significative. Les faunes de trilobites ou de brachiopodes du Paléozoïque inférieur sont différentes entre Baltica et Gondwana, mais elles ne sont pas discriminantes entre Armorica et Gondwana. L'argument lithostructural semble le plus pertinent même s'il est parfois peu précis et sensible aux attributions chronologiques.

De nombreux modèles géodynamiques ont été proposés pour rendre compte de l'évolution de la chaine varisque en Europe. Il serait long et fastidieux de les commenter tous. Certains modèles sont cependant sujets à caution car les auteurs, négligeant certaines informations, aboutissent à des propositions très discutables. Par exemple, certaines reconstructions considèrent un microcontinent « Armorica » incluant la totalité du Massif Central et des Pyrénées. Ces modèles ne sont pas acceptables car ils ne prennent pas en compte la suture éo-varisque. D'autres modèles, basés sur des similitudes des assemblages de brachiopodes entre les domaines gondwaniens et centre-et-Nord armoricain, ne reconnaissent pas l'existence du microcontinent Armorica. Cette objection peut toutefois être levée si l'on considère que la courte durée de vie de l'océan Médio-Européen, entre Armorica et Gondwana, n'a pas donné naissance à un vaste océan. Ainsi, un océan de taille limitée, comparable à l'actuelle Mer Rouge, explique aisément les similitudes faunistiques de part et d'autre de l'océan Médio-Européen dont la réalité ne peut pas être mise en doute quelle que soit sa taille.

La présentation des divers domaines exposée précédemment, a montré que la chaine varisque française résulte de trois collisions, impliquant quatre masses continentales, du Nord au Sud : Laurussia, Saxo-Thuringia, Armorica et Gondwana. Ainsi, cette chaine peut être considérée comme un édifice polyorogénique constitué lors de deux cycles orogéniques : éo-varisque et varisque.

Dans cette partie, on s'attachera à présenter les interprétations géodynamiques qui paraissent les plus plausibles pour rendre compte des données litho-stratigraphiques, magmatiques, structurales et métamorphiques exposées dans les parties précédentes. Il faut toutefois garder à l'esprit que ces reconstructions restent discutables et toujours susceptibles d'être remises en question par de nouvelles données. Par la suite, on replacera les principales étapes des déplacements des grandes masses continentales de l'Édiacarien au Carbonifère.

L'évolution pré-orogénique : deux épisodes de rifting de la Pannotia

Le rifting avorté du Cambrien

Il est maintenant bien accepté qu'à la fin du Précambrien (ou Édiacarien, vers 600 Ma), un mégacontinent appelé Pannotia regroupait l'essentiel des masses continentales. Il diffère légèrement du mégacontinent Rodinia constitué vers 1000 Ma. La Pannotia, localisée dans l'hémisphère Sud (Fig. 82) s'est disloquée vers 550 Ma à la limite Édiacarien-Cambrien inférieur par l'ouverture de l'océan Iapetus en séparant les continents Laurentia (Amérique du Nord et Groenland), Baltica (ou Scandinavie) et Gondwana. D'autres continents se sont individualisés (Siberia, Chine du Nord) mais n'étant pas impliqués dans l'orogenèse varisque, ils ne seront pas examinés ici.

Figure 82. Reconstitution paléogéographique de la Pannotia à l'Édiacarien (vers 570 Ma) centrée sur le pôle Sud

Reconstitution paléogéographique de la Pannotia à l'Édiacarien (vers 570 Ma) centrée sur le pôle Sud

Les futurs domaines de la chaine varisque sont situés sur la bordure gondwanienne. Les régions les plus périphériques (p. ex. Ardenne) sont structurées par l'orogenèse cadomienne, mais certains domaines (p. ex. Massif Central) ne sont pas affectés par l'orogenèse néo-protérozoïque.


Le magmatisme bimodal d'âge cambrien peut être attribué à cet évènement. Il est responsable de la mise en place de roches acides (rhyolites, ignimbrites, granites alcalins) et basiques (diorites, granodiorites), et se développe au Cambrien inférieur et moyen. Il est connu par exemple dans le Sud du Massif Central, en Normandie ou dans les Pyrénées, Ce magmatisme est limité à un rifting continental. À la place de la future chaine varisque, il ne donne pas lieu à la formation de lithosphère océanique.

Le rifting évolué de l'Ordovicien inférieur : ouverture des océans Rhéique et Médio-Européen

Un nouvel épisode de rifting, allant jusqu'à l'ouverture d'un océan, se déroule entre la fin du Cambrien supérieur et l'Ordovicien inférieur-moyen. Dans l'Ardenne, le Massif Armoricain, le Massif Central et les Pyrénées, la marge continentale passive Nord-gondwanienne se développe. Les protolithes des roches métamorphiques paradérivées des unités Para-Autochtone, Inférieure et Supérieure des Gneiss contiennent des éléments volcaniques et sédimentaires (grauwackes, conglomérats, grès) déposés au cours de cet épisode. Les roches silico-clastiques et volcaniques peuvent être formées lors de ce rifting, mais ces protolithes sont rarement datés, c'est par exemple le cas dans les Cévennes et l'Albigeois où les métaconglomérats peuvent être interprétés comme des dépôts de pied de faille normale. Les formations de grès quartzeux massif rencontrées en Montagne noire, Cévennes, Albigeois représentent la séquence post-rift. Dans le Massif Armoricain, la formation du « Grès armoricain » représente le dépôt post-rift (Fig. 17). Les discordances de l'Ordovicien supérieur reconnues en Ardenne ou dans les Pyrénées, attribuées respectivement aux phases « ardennaise » ou « sarde » sont les indices de la fin de ce rifting ordovicien.

Les roches plutoniques (granites porphyriques = futurs orthogneiss), volcaniques acides (rhyolithes, volcano-sédimentaires = futurs « porhyroïdes ») et basiques (basaltes, dolérites et gabbros) à chimisme alcalin ou calco-alcalin relèvent aussi d'un magmatisme bimodal contemporain de cette distension. En outre, le magmatisme bimodal, également caractéristique des complexes leptyno-amphiboliques, représente un stade évolué du rifting dans lequel l'important amincissement crustal permet une remontée asthénosphérique et la production de magmas basiques alcalins et tholéiitiques. Ainsi, les complexes leptyno-amphiboliques peuvent être vus comme des marqueurs de la transition continent-océan. Dans le Massif Central, on n'observe pas le stade de formation de croute océanique. Les véritables ophiolites, témoins de l'océan éo-varisque, appelé “Médio-Européen”, ou “Galice - Massif Central”, ne se rencontrent que dans le Sud du Massif Armoricain dans les ophiolites de Drain et le complexe de la baie d'Audierne. Localement dans le Limousin, le Rouergue ou le Haut-Allier, des masses hectométriques à kilométriques de serpentinites, dérivées de harzburgites, sont parfois interprétées comme des ophiolites. Bien que possible, cette interprétation est discutable car on ne rencontre jamais l'association ophiolitique typique, à savoir roches ultrabasiques serpentinisées, roches basiques plutoniques ou éruptives et sédiments siliceux profonds (radiolarites, argilites). À l'Ordovicien, la marge gondwanienne est donc une marge continentale passive correspondant à la transition océan-continent. Le détail de la reconstruction palinspastique de cette marge reste largement inconnu car elle a été inversée lors de la tectonique éo-varisque (Fig. 83, Fig. 84).

Figure 83. Schéma interprétatif de formation de la marge continentale passive du Gondwana à l'Ordovicien inférieur

Schéma interprétatif de formation de la marge continentale passive du Gondwana à l'Ordovicien inférieur

L'inversion de la marge conduira à l'empilement des unités lithotectoniques reconnues dans le Massif Central. La croute océanique vraie n'existe que dans le Massif Armoricain.


Figure 84. Reconstructions paléogéographiques du futur domaine calédono-varisque à l'Édiacarien et à l'Ordovicien inférieur

Reconstructions paléogéographiques du futur domaine calédono-varisque à l'Édiacarien et à l'Ordovicien inférieur

Au Néo-Protérozoïque (Édiacarien), la fragmentation de la Pannotia, due à l'ouverture de l'océan Iapetus, donne naissance aux continents Gondwana, Baltica, Laurentia et Sibérie.

À l'Ordovicien inférieur, le rifting de la marge passive du Gondwana conduit à l'amincissement de la croute gondwanienne puis à l'ouverture des branches Nord et Sud de l'océan Rhéique et de l'océan Médio-Européen. Trois lanières microcontinentales gondwaniennes sont individualisées : Avalonia, Saxo-Thuringia (ou Mid-German Cristalline Rise – MGCR) et Armorica.

Les continents d'Asie centrale, entre Baltica, Sibérie et Chine du Nord, ne sont pas représentés.


À l'issue du rifting ordovicien, de nouveaux océans séparent des lanières microcontinentales de la masse principale du Gondwana. Sur la transversale française, du Nord vers le Sud, on identifie les microcontinents Avalonia en Ardenne, Saxo-Thuringia (ou Mid-German Crystalline Rise) dans le Léon, et Armorica, en Bretagne centrale et en Normandie, séparés par les océans Rhéique et Médio-Européen. Il n'existe pas de nom précis pour désigner l'océan séparant le bloc du Léon (Saxo-thuringia) et le Domaine Centre-Nord Armoricain (Armorica). Par souci de simplification, le terme « rhéique méridional » sera utilisé pour cet océan. En revanche, comme discuté plus haut, l'océan séparant le Domaine Centre-Nord Armoricain et l'Armorique méridionale-Massif Central a reçu plusieurs noms : océan Armoricain, océan Galice-Massif Central, océan Médio-Européen. Dans la suite, ce dernier nom sera utilisé.

Il faut toutefois souligner que l'interprétation des phénomènes ordoviciens en terme de rifting et d'océanisation de marge continentale passive soulève quelques difficultés si on considère la largeur du domaine impliqué depuis les régions Sud-armoricaine - Vendée, jusqu'au Sud du Massif Central et des Pyrénées. Dans son ensemble, la marge Nord-gondwanienne est déformée par le rifting sur plus de 1000 km, voire davantage si on ajoute les domaines saxothuringien et rhéno-hercynien. Par comparaison avec les marges continentales passives actuelles, cette grande taille parait inhabituelle. En outre, la cause géodynamique de ce rifting est inconnue. On peut penser qu'il résulte des effets d'un point chaud qui se propagerait dans une direction particulière, à la manière du rift Est-africain et pourrait donner naissance à un futur océan. Une autre possibilité serait d'invoquer une subduction océanique associée à l'orogenèse cadomienne comme moteur du rifting qui correspondrait alors à une extension d'arrière-arc plus ou moins analogue aux guirlandes insulaires de l'Ouest Pacifique. Cependant, l'absence de magmatisme d'arc cambro-ordovicien, la longue durée du rifting de 540 à 480 Ma, et la taille de la marge continentale impliquée s'accordent mal avec cette interprétation.

L'évolution éo-varisque du Silurien supérieur-Dévonien inférieur : le retour de l'Armorica

La subduction éo-varisque

Figure 85. Reconstruction paléogéographique du domaine calédono-varisque à l'Ordovicien supérieur et au Silurien moyen-supérieur

Reconstruction paléogéographique du domaine calédono-varisque à l'Ordovicien supérieur et au Silurien moyen-supérieur

À l'Ordovicien supérieur, la convergence entre la Laurentia, Baltica et Avalonia est accommodée par la fermeture de l'océan Iapetus. L'océan Rhéique principal poursuit son ouverture entre l'Avalonia et le microcontinent saxothuringien. L'océan Médio-Européen, probablement de petite taille, sépare le microcontinent Armorica (Ar) de la masse principale du Gondwana.

Au Silurien moyen et supérieur, l'Avalonia, soudée à la Baltica, va entrer en collision avec la Laurentia pour donner naissance aux chaines calédoniennes de Norvège, Irlande, Écosse, Canada, États-Unis et de Pologne et former le continent Laurussia. L'océan Médio-Européen (OME) commence à se fermer par subduction sous l'Armorica. La taille de ces océans est totalement inconnue car les données paléomagnétiques sont peu précises, les associations faunistiques suggèrent que l'océan Médio-Européen n'était pas de grande taille.

Les continents orientaux à l'Est de la Sibérie et de Baltica ne sont pas représentés.


Au cours du Silurien, la fermeture de l'océan Iapetus, rapproche l'Avalonia déjà soudée à la Baltica de la Laurentia avec laquelle elle va entrer en collision pour donner naissance à la chaine calédonienne et constituer le continent Laurussia (Fig. 85).

L'océan Médio-Européen commence à se fermer par subduction vers le Nord sous l'Armorica. La marge de ce microcontinent est constituée par l'arc magmatique ligérien et un bassin d'arrière-arc, préservé dans l'unité de Saint-Georges-sur-Loire (Fig. 85). La taille de ces océans est totalement inconnue car les données paléomagnétiques sont peu précises. Les associations faunistiques de brachiopodes et trilobites comparables entre Armorica et Gondwana suggèrent que l'océan Médio-Européen était de petite taille.

La collision Gondwana-Armorica

Au cours de cet épisode de collision, la marge amincie du Gondwana connait une subduction continentale, responsable du métamorphisme de haute à ultra-haute pression (D0). Bien que l'âge des éclogites du domaine moldanubien soit encore un sujet de débat, (voir la partie Le domaine moldanubien ou la marge Nord-gondwanienne), les données géologiques disponibles suggèrent un âge compris entre le Silurien supérieur (430 Ma) et le Dévonien inférieur (390 Ma). Le pendage fort de la zone de subduction favorise la formation de l'arc ligérien et l'ouverture du bassin d'arrière-arc de Saint-Georges-sur-Loire dans la plaque supérieure. La marge continentale passive du Gondwana est inversée, c'est-à-dire que les failles normales jouent en failles inverses (Fig. 85).

Figure 86. Modèle géodynamique de la chaine éo-varisque

Modèle géodynamique de la chaine éo-varisque

La subduction de l'océan Médio-Européen sous l'Armorica est accommodée par la formation d'un arc magmatique (arc ligérien) et l'ouverture du bassin d'arrière-arc de Saint-Georges-sur-Loire. La subduction continentale de la marge gondwanienne est responsable du métamorphisme de haute à ultra-haute pression (HP/UHP), du charriage de l'Unité Supérieure des Gneiss sur l'Unité Inférieure des gneiss, de l'obduction des ophiolites appartenant à la plaque supérieure, et de la fermeture du bassin de Saint-Georges-sur-Loire. La subduction de l'arc ligérien dans l'asthénosphère rend compte de son absence.

D'après M. Faure, E. Bé Mézème, A. Cocherie, P. Rossi, A. Chemenda, D. Boutelier, 2008. Devonian geodynamic evolution of the Variscan Belt, insights from the French Massif Central and Massif Armoricain, Tectonics, 27.


Au Dévonien moyen et supérieur, lors de l'exhumation de la croute continentale gondwanienne métamorphisée et déformée ductilement, les unités Inférieure et Supérieure des Gneiss connaissent une anatexie (migmatisation MI) développée en contexte de convergence lithosphérique (évènement D1). Les éclogites sont rétromorphosées dans le faciès amphibolite. Les dépôts marins épicontinentaux datant de l'Emsien-Givétien du Morvan recouvrant les roches métamorphiques (éclogites et migmatites) indiquent qu'une partie au moins de l'Unité Supérieure des Gneiss était exhumée à la fin du Dévonien moyen. Dans la plaque supérieure, l'arc ligérien et la quasi-totalité du bassin d'arrière-arc sont subductés dans l'asthénosphère (Fig. 86).

L'évolution varisque

L'intercycle éo-varisque-varisque : subduction vers le Sud de l'océan Rhéique

Figure 87. Reconstruction du domaine varisque au Dévonien supérieur (vers 380 Ma)

Reconstruction du domaine varisque au Dévonien supérieur (vers 380 Ma)

La fermeture de l'océan Rhéique par subduction vers le Sud, sous le microcontinent saxo-thuringien et sous la bordure septentrionale du Gondwana, puis la collision avec le continent septentrional Laurussia (Laurentia+Baltica+Avalonia), va donner naissance à la chaine varisque stricto sensu.


Figure 88. Détail de l'évolution géodynamique au Dévonien supérieur lors de la fermeture des deux océans rhéiques par subduction vers le Sud

Détail de l'évolution géodynamique au Dévonien supérieur lors de la fermeture des deux océans rhéiques par subduction vers le Sud

Dans la plaque supérieure, la subduction océanique est responsable d'un magmatisme d'arc (arc du Morvan, diorites du Limousin, volcanisme de Vendée, réseau doléritique de Bretagne centrale) et de la formation de mers marginales à croute océanique : Brévenne, ligne des klippes. Dans le domaine Centre-Nord Armoricain, le bassin de Bolazec peut également correspondre à un bassin d’arrière-arc.

PBMA : Paris Basin Magnetic Anomaly.

D'après M. Faure, E. Bé Mézème, M. Duguet, C. Cartier, J.Y. Talbot, 2005. Paleozoic tectonic evolution of medio-Europa from the example of the French Massif Central and Massif Armoricain, in Carosi R., Dias R., Iacopini D., and Rosenbaum G.(eds), The southern Variscan belt, Journal of the Virtual Explorer, 19, Paper 5


Au Dévonien supérieur, les collisions entre les continents Laurentia, Baltica et Avalonia ont donné naissance aux chaines calédoniennes de Norvège, d'Ecosse, du Groenland et d'Amérique du Nord (Fig. 87). La masse continentale septentrionale ainsi constituée est appelée Laurussia (Laurentia+Baltica+Avalonia). Au Sud, la fermeture de l'océan Rhéique par subduction vers le Sud, sous le microcontinent saxo-thuringien et sous la bordure septentrionale du Gondwana, est suggérée par un magmatisme d'arc représenté par la série volcano-sédimentaire du Morvan (série de la Somme), les diorites-tonalites du Limousin, les roches volcaniques de la Meilleraie en Vendée et le réseau filonien de dolérites du Trégor. L'ouverture du bassin d'arrière-arc à croute océanique de la Brévenne et de la ligne des klippes dans les Vosges peut être interprétée comme la conséquence de la subduction de l'océan Rhéique (Fig. 88).

La collision varisque stricto sensu

La disparition de l'océan Rhéique entraine deux collisions. La première concerne la collision entre la marge Nord-gondwanienne (comprenant maintenant le microcontinent Armorica) et le bloc saxo-thuringien, la seconde implique le bloc saxo-thuringien et le continent septentrional (ou Laurussia) au Dévonien terminal-Carbonifère inférieur (Famennien-Tournaisien, vers 360-350 Ma). Dans le Massif Central, la collision varisque est responsable de l'évènement tectono-métamorphique D2 caractérisé par un métamorphisme barrowien et une cinématique vers le Nord-Ouest. La mise en place du complexe granitique de Guéret ou des granites du cœur de l'antiforme de Tulle se situent à la fin de cet épisode. Dans l'Armorica, la croute déjà structurée par l'orogenèse cadomienne n'est pas déformée ductilement. La déformation D2 est localisée le long de décrochements. La faille de Nort-sur-Erdre, correspondant à la suture éo-varisque, est réactivée en décrochement senestre le long duquel se développe le pull-apart du bassin d'Ancenis (Fig. 89).

Figure 89. Schéma interprétatif de la signification géodynamique de l'évènement D2 dans les domaines moldanubien et armoricain

Schéma interprétatif de la signification géodynamique de l'évènement D2 dans les domaines moldanubien et armoricain

Le cisaillement ductile syn-métamorphe est très développé dans la marge Nord-gondwanienne. Dans l'Armorica dont la croute est déjà structurée par l'orogenèse cadomienne, la déformation D2 est localisée le long de décrochements.

D'après M. Faure, X.-H. Li, W. Lin, 2017. The northwest-directed “Bretonian phase” in the French Variscan Belt (Massif Central and Massif Armoricain): A consequence of the Early Carboniferous Gondwana–Laurussia collision, C.R. Geoscience, 349, 3, 126-136


En France, la collision entre les microcontinents Armorica et saxo-thuringien, est localisée le long de la suture du Conquet. Les déformation ductiles syn-métamorphes vers le Nord observées dans le bloc du Léon résultent de cette collision. L'âge du métamorphisme de haute pression n'est pas bien contraint (probablement vers 350-340 Ma), mais il est suivi par un métamorphisme barrowien daté sur monazite vers 340-330 Ma. Mais la taille limitée du bloc du Léon ne permet pas de tirer des conclusions générales. La présentation des autres parties du domaine saxo-thuringien en Ibérie ou dans le massif de Bohème sort du cadre de cet article limité à la chaine varisque en France.

L'épaississement tardi-collisionnel

Comme dans toutes les chaines de montagnes, la déformation de la croute ne se termine pas immédiatement après la fermeture d'un océan et la collision continentale subséquente. La déformation se propage dans la croute des continents en présence. Dans le domaine moldanubien du Massif Central et des Pyrénées, du Viséen au Baskhirien, la déformation se propage du Nord vers le Sud, elle correspond à l'évènement tectono-métamorphique tardi-collisionnel, D3 (Fig. 90). Les chevauchements ductiles réactivent des contacts anciens, comme par exemple le contact entre l'Unité Supérieure des Gneiss et l'Unité Inférieure des Gneiss dans le Gévaudan (Marvejols). Les chevauchements syn-métamorphes des Cévennes, de l'Albigeois, du versant Sud de la Montagne Noire, de Vendée, et des Pyrénées, ainsi que la formation des bassins turbiditiques syntectoniques de Montagne Noire et des Pyrénées sont deux aspects de cette compression tardi-collisionnelle. Il est notable que ces chevauchements dirigés vers le Sud, sont antithétiques par rapport à la subduction dirigée vers le Sud. Ainsi, toutes ces déformations, développées dans la plaque supérieure du système collisionnel, évoquent un style tectonique comparable, mutatis mutandis, à celui des cordillères Ouest-américaines des chaines andines et laramide, respectivement dans les Amériques du Sud et du Nord dans lesquelles des chevauchements vers l'Est sont contemporains de la subduction vers l'Est.

Figure 90. Schéma structural de l'évènement D3 (Viséen-Serpukhovien) montrant les régions soumises à la compression (Sud du Massif Central, Ardenne) ou à l'extension (Nord et centre du Massif Central)

Schéma structural de l'évènement D3 (Viséen-Serpukhovien) montrant les régions soumises à la compression (Sud du Massif Central, Ardenne) ou à l'extension (Nord et centre du Massif Central)

Dans l'Armorica, l'évènement D3 se caractérise par une tectonique décrochante.

P.B.M.A. : Paris Basin Magnetic Anomaly.

D'après M. Faure, E. Bé Mézème, M. Duguet, C. Cartier, J.Y. Talbot, 2005. Paleozoic tectonic evolution of medio-Europa from the example of the French Massif Central and Massif Armoricain, in Carosi R., Dias R., Iacopini D., and Rosenbaum G.(eds), The southern Variscan belt, Journal of the Virtual Explorer, 19, Paper 5


Cependant dans la partie Nord du Massif Central, le régime tectonique est déjà extensif ou coulissant. La croute continentale épaissie au Carbonifère inférieur se désépaissit selon une direction d'allongement maximum NO-SE. L'amincissement crustal s'accompagne d'une importante fusion crustale qui se développera à partir du Serpukhovien jusqu'au Gzhélien. Une partie de la déformation tardi-collisionnelle est également accommodée par des décrochements, notamment dans l'Armorica.

Dans la plaque inférieure (Laurussia), du côté Nord de la chaine, la tectonique tardi-collisionnelle est comparable, mais avec une vergence septentrionale. Le domaine rhéno-hercynien de l'Ardenne et celui du domaine de la Cornouaille britannique se caractérisent par un ensemble de plis-et-chevauchements ou fold-and-thrust belt, dépourvu de métamorphisme important. Ce style structural est caractéristique de la tectonique des zones externes des orogènes.

Figure 91. Schéma tectonique de la chaine varisque Ouest-européenne et des trois sutures séparant les blocs continentaux

Schéma tectonique de la chaine varisque Ouest-européenne et des trois sutures séparant les blocs continentaux

La zonation des massifs orientaux, ensemble corso-sardo-maures, et le socle varisque des Alpes n’est pas détaillée. L’ensemble corso-sarde et l'Ibérie sont replacés dans leur position antérieure à l'ouverture du bassin algéro-provençal, et du Golfe de Gascogne.


Dès le Viséen, les deux grands continents Laurussia et Gondwana et les microcontinents intermédiaires, saxo-thuringien et armorica, sont rassemblés. Une vision générale de la chaine de puis l'Ibérie jusqu'au massif de Bohème montrant les quatre domaines et les sutures ophiolitiques est présentée (Fig. 91). Dans ce schéma, la zonation des massifs orientaux – ensemble corso-sarde, Maures et le socle varisque des Alpes – n'est pas détaillée. L'ensemble corso-sarde et l'Ibérie sont replacés dans leur position antérieure à l'ouverture du bassin algéro-provençal et du golfe de Gascogne.

Figure 92. Carte paléogéographique de la chaine varisque au Viséen-Serpukhovien (Carbonifère inférieur)

Carte paléogéographique de la chaine varisque au Viséen-Serpukhovien (Carbonifère inférieur)

Les collisions éo-varisque et varisque et ouralienne ont donné naissance à la Pangée. La Sibérie est soudée à la Laurussia le long de la chaine de l'Oural pour former la Laurasia. L'océan Paléo-Téthys, ouvert au Carbonifère ou au Dévonien (?) au sein du Gondwana, se développe largement vers l'Est. Il ne joue pas de rôle dans l'orogenèse varisque. Sa fermeture en deux temps, au Trias inférieur-moyen et au Trias supérieur-Jurassique, est associée respectivement aux orogenèses indosinienne et cimmérienne d'Asie centrale et orientale.


La Pangée sera constituée après la collision du continent sibérien à la fin du Carbonifère-Permien le long de la chaine de l'Oural (Fig. 92). La partie septentrionale de la Pangée, parfois appelée Laurasia, comprend la Laurussia et la Sibérie, au Sud duquel, l'océan Paléo-Téthys se développe largement vers l'Est.

Les deux stades de désépaississement crustal

Depuis les années 1990, les géologues ont mis l'accent sur les phénomènes fini-orogéniques lorsque les chaines de montagnes disparaissent à la fois par érosion et tectonique extensive. Le désépaississement crustal est caractérisé par des déformations ductiles et fragiles en extension avec le développement de failles normales, un abondant magmatisme, pour l'essentiel issu de la fusion de matériaux crustaux, donnant naissance à des migmatites et des plutons granitiques syntectoniques, la formation de bassins intra-montagneux et de bassins molassiques d'avant-pays. Dans la chaine varisque, ces processus fini-orogéniques se développent de façon diachrone du Viséen au Gzhélien.

Dans le Massif Central, une très importante fusion crustale produit une grande diversité de granites syn- à tardi-collisionnels, quelle que soit leur nature pétrographique et géochimique qui reflète seulement la nature de la source des magmas, mis en place dans un contexte d'extension (cf. Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique). La plupart de ces plutons, se forment entre le Serpukhovien et le Moscovien (vers 325-305 Ma), mais comme pour la tectonique compressive tardi-collisionnelle, le désépaississement crustal est diachrone. Dans le Nord du Massif Central, le magmatisme contemporain de l'extension débute dès le Viséen supérieur, vers 330 Ma. La série des Tufs Anthracifères qui post-date les évènements compressifs, se développe dans un contexte extensif, alors qu'au même moment, la compression se poursuit dans le Sud du Massif Central (Cévennes, Albigeois, Montagne Noire) et dans les Pyrénées. Au Serpukhovien-Bashkirien, l'évènement extensif, D4, accommode une première extension tardi-orogénique caractérisée par une direction d'allongement NO-SE.

Dans l'ensemble du Massif Armoricain, et des Vosges, quel que soit le domaine paléogéographique considéré (moldanubien, armorica, saxo-thuringien), les plutons présentent aussi des caractères pétro-structuraux d'une mise en place syntectonique dominée par des décrochements dextres. Le détail de ces phénomènes ne sera pas présenté ici. Il faut cependant mentionner qu'une tectonique extensive est reconnue dans le domaine Sud-armoricain. Les plutons syntectoniques de Carnac et du Golfe du Morbihan sont associés à des failles de détachement (Sarzeau, Quiberon). Cependant, les relations tectoniques entre le régime extensif prédominant, caractérisé par un allongement NO-SE dans le Massif Central, et le régime coulissant du Massif Armoricain, caractérisé par une direction d'allongement NE-SO, ne sont pas encore interprétées de manière satisfaisante.

La dernière étape de l'évolution orogénique de la chaine varisque se traduit par une tectonique extensive contrôlée par un étirement NNE-SSO. L'ouverture des bassins houillers en demi-graben ou en pull-apart, la formation de certains dômes migmatitiques (par exemple le Velay), et le métamorphisme de HT/BP dans le faciès granulite qui affecte la base de la croute continentale varisque se développent lors de cet évènement appelé D5. Le détail des phénomènes extensifs ne sera pas étudié ici. Pour ce qui concerne le Massif Central, le lecteur est invité à se reporter aux articles détaillés sur la géologie anté-permienne du Massif Central (cf. la série d'articles comprenant Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique).

Conclusion

Ce panorama de la chaine varisque de France et de quelques régions environnantes montre que cet orogène résulte de plusieurs collisions impliquant différents continents et microcontinents tous séparés du Gondwana à l'Ordovicien puis recollés au Gondwana à des époques différentes : Dévonien pour le cycle éo-varisque, impliquant la collision de l'Armorica, et fini Dévonien-Carbonifère inférieur pour le cycle varisque sensu stricto concernant les collisions saxo-thuringienne et laurussienne. Fondamentalement, la chaine varisque est donc un édifice multi-collisionnel, puisqu'il y a plusieurs collisions distinctes dans l'espace, et poly-cyclique, car plusieurs épisodes de collision se sont déroulés au cours du temps.

Outre des lacunes dans l'état des connaissances de base dans les domaines de la lithostratigraphie, de la pétrologie, de la géochronologie ou de la géologie structurale, plusieurs questions générales restent encore pour le moment sans réponse. On en mentionnera ici seulement quelques unes.

  1. Les corrélations à grande distance entre les segments varisques d'Europe occidentale et ceux d'Afrique de l'Ouest (Maroc, Mauritanie) et d'Amérique du Nord (Appalaches).
  2. La reconstitution du puzzle varisque dont les pièces ont été dispersées depuis le Permien par les évènements tectoniques mésozoïques et cénozoïques liés au cycle alpin : ouverture et fermeture des océans liguro-piémontais, valaisan, vardar, Paléotéthys et ouverture des bassins océaniques de Méditerranée.
  3. Les modalités détaillées de la fusion crustale tardi-varisque et du rôle du manteau dans le genèse des magmas.
  4. La genèse et la formation des nombreux gisements métalliques associés à l'orogenèse varisque (alors que ceux-ci sont rares dans la chaine alpine).
  5. la genèse des reliefs (ou orogenèse au sens étymologique) et l'hypothèse de l'existence d'un haut plateau comparable à celui du Tibet.