La chaine varisque en France, un édifice multi-collisionnel et poly-cyclique / Les quatre domaines varisques (1/2)

Malgré l'importance du raccourcissement horizontal Nord-Sud, estimé à une centaine de kilomètres, les séries paléozoïques s'organisent pour un étage donné selon une polarité subméridienne. Le Cambrien ne s'observe qu'au Nord, dans le domaine du Brabant et dans les massifs de Rocroi, Stavelot, Serpont et Givonne qui apparaissent en boutonnière sous le Dévonien. Il s'agit de sédiments terrigènes dont la source est à rechercher au Nord dans le socle protérozoïque du Brabant. Les faunes de trilobites y sont identiques à celles de l'Angleterre, du Pays de Galles et du Sud-Est de l'Irlande, ce qui indique l'appartenance de toutes ces régions à une même province paléogéographique cambrienne.

Dans l'allochtone ardennais, on ne connait pas de dépôt entre la fin de l'Ordovicien et le Dévonien. L'absence presque complète du Silurien peut correspondre soit à une lacune stratigraphique par non-dépôt, soit à une érosion. Le Dévonien inférieur est directement discordant sur le Cambrien (Fig. 4).

Dans le Brabant, en revanche, on connait des pélites noires siluriennes très épaisses (3000 m environ) associées à des coulées et tufs volcaniques de chimisme calco-alcalin (Fig. 4).

Source - © 1974 D'après Waterlot

Figure 4. Évolution des séries sédimentaires du Dévonien de l'Ardenne montrant le diachronisme de la discordance ardennaise du Sud vers le Nord

D'après B. Waterlot, 1974. Le Paléozoïque du Nord de la France et de la Belgique (Ardenne et Boulonnais), Géologie de la France, J. Debelmas Éd., 42-62.

D'une manière générale, dans l'Ardenne, le Dévonien correspond à une transgression marine diachrone qui se propage du Sud vers le Nord pendant près de 30 Ma (Fig. 4). Les conglomérats de base de la discordance sont datés du Lochkovien (Dévonien inférieur) dans le massif de Rocroi (poudingue de Boigny), du Lochkovien-Praguien (Dévonien inférieur) dans le Sud du synclinal de Dinant (poudingue de Fépin), et du Praguien supérieur et de l'Emsien inférieur (Dévonien inférieur) dans le Nord du synclinal de Dinant (poudingue de Dave) et l'anticlinal du Condroz. La source de ce matériel terrigène est septentrionale, en provenance du bloc du Brabant qui était émergé alors que le futur allochtone ardennais subissait une forte subsidence d'environ 8000 m. Cette discordance est l'argument essentiel pour définir la « phase de déformation Ardennaise » (cf. ci-dessous). À la fin du Dévonien inférieur, l'Ardenne et le Brabant connaissent une régression complète allant jusqu'à l'émersion comme en témoignent les dépôts de pélites rouges à fentes de dessiccation (mudcracks) et empreintes de gouttes de pluie. Dans l'allochtone ardennais, le Dévonien moyen se caractérise par une nouvelle transgression du Sud vers le Nord, débutant par des conglomérats (poudingue du Taillefer), alors que dans le synclinal de Namur, la trangression est daté de l'Eifeilien-Givétien (poudingue d'Alvaux). Les dépôts de calcaires récifaux du Dévonien moyen (Eifélien et Givetien) correspondent à ceux d'une plateforme carbonatée. Simultanément, le bloc du Brabant connait une nouvelle émersion. Ainsi à la fin du Dévonien, la paléogéographie du Famennien est contrastée avec un bassin méridional subsident et un domaine septentrional continental en surrection. Les études sédimentologiques montrent que le milieu de dépôt du Dévonien de l'Ardenne correspond à une marge continentale passive affectée par des failles normales, parfois synsédimentaires, qui seront réutilisées lors de la compression carbonifère. Un magmatisme, représenté par des filons de diabase à chimisme tholéiitique, datés à 373 ±8 Ma en U/Pb sur zircon, accompagne la tectonique distensive.

Au Carbonifère inférieur, (Tournaisien et Viséen), l'Ardenne correspond toujours à une plateforme carbonatée avec des sillons plus subsidents comme dans le synclinal de Dinant et du Hainaut. En revanche, le Viséen supérieur voit un changement essentiel dans la sédimentation puisque les dépôts carbonatés sont suivis par des faciès terrigènes alimentés par une source méridionale provenant de l'érosion des reliefs de l'Ardenne en cours d'édification. Enfin, le Serpukhovien-Bashkirien (ex Namurien-Westphalien) qui est la période tectonique principale voit la formation du bassin houiller paralique franco-belge au front des chevauchements ardennais.

Le massif de l'Ardenne est un exemple classique de tectonique pelliculaire (thin skin tectonics) caractérisé par un système de plis et chevauchements (fold-and-thrust belt). L'allochtone ardennais chevauche vers le Nord le para-autochtone du Brabant par l'intermédiaire de cisaillements à faible pendage vers le Sud. La faille du Midi est une zone complexe de chevauchement sous lequel les dépôts du Dévonien et du Carbonifère sont impliqués dans le synclinal couché de Namur, à flancs cisaillés, et écaillés par rapport à son substratum du Brabant (Fig. 5A, B).

L'allochtone ardennais est déformé par des plis synschisteux déversés au Nord. Il est maintenant bien établi que la déformation ductile principale de l'Ardenne est d'âge carbonifère puisque toutes les séries de cet âge sont déformées. En particulier, la discordance du Dévonien inférieur est déformée par des plis synschisteux (Fig. 5A).

Source - © 1987 D'après Raoult et Meilliez, modifié

Figure 5. Coupes géologiques détaillées de l'Ardenne

A. Coupe géologique d'ensemble du massif de l'Ardenne le long de la vallée de la Meuse.

B. Détail de la structure de la faille du Midi et du synclinal de Namur.

C. Modèle évolutif en 2 phases de déformation. a : plis couchés à vergence Nord, b : cisaillement du synclinal de Namur lors de la mise en place de la nappe de Dinant (ou allochtone de la Haute Ardenne).

Simplifié d'après J.F. Raoult, F. Meilliez, 1987. The Variscan Front and the Midi Fault between the Channel and the Meuse river, J. Struct. Geol., 9, 4, 473-479.

L'évolution structurale carbonifère se déroule en plusieurs étapes. Des plis précoces, notamment le synclinal de Namur sont déversés et couchés au Nord. Ils sont ensuite tronqués par des cisaillements plats à vergence Nord (Fig. 5B, C). La géométrie résultante est donc assez complexe car, du fait du renversement des séries, les chevauchements peuvent superposer des terrains récents sur des terrains plus anciens et produire ainsi l'apparence de failles normales. À partir des plis de surface, le raccourcissement total est estimé à une centaine de kilomètres, mais il peut être pratiquement doublé si on prend en compte tous les plis, les déplacements sur les cisaillements et la déformation ductile synschisteuse accommodée par un mécanisme de dissolution sous contrainte (pressure solution avec perte de matière). À l'échelle centimétrique ou millimétrique, le déplacement vers le Nord-Ouest est indiqué par des linéations minérales et d'allongement NO-SE et des queues de cristallisation asymétriques vers le Nord-Ouest.

Source - © 1999 D'après Fielitz et Mansy, modifié

Figure 6. Schéma d'évolution tectonique du massif de l'Ardenne montrant la propagation de la déformation et de la sédimentation syntectonique du Sud vers le Nord

Le métamorphisme syntectonique de très bas degré pourrait être précédé par un métamorphisme d’enfouissement.

D'après W. Fielitz, J.-L. Mansy, 1999. Pre- and synorogenic burial metamorphism in the Ardenne and neighbouring areas (Rhenohercynian zone, central European Variscides), Tectonophysics, 309, 227-256.

À l'échelle de l'ensemble du massif, la compression qui débute à la fin du Viséen (vers 335 Ma) donne naissance à des chevauchements imbriqués plissés dans l'anticlinal de Rocroi et le synclinal de Dinant qui reçoit les premiers sédiments syn-orogéniques (Fig. 6). Du Serpukhovien au Bashkirien, la propagation de la déformation vers le Nord se traduit par une surrection progressive des séries sédimentaires et leur érosion simultanée qui donne naissance au bassin houiller franco-belge du futur synclinal de Namur.

Source - © 1985 D'après Cazes et al., modifié Figure 7. Localisation du profil ECORS-Nord de la France avec la position des forages Epi : Epinoy, Gz : Gouzeaucourt, Vr : Vermandovilliers, Md : Montdidier, Th : Thieux, Am : Aux Marais, Blu : Banthelu, Mt : Mantes, Ct : Courgent, Mv : Marville. D’après M. Cazes, G. Torreilles, C. Bois, B. Damotte, A. Galdeano, A. Hirn, A. Mascle, P. Matte, Pham Van Ngoc, J. F. Raoult, 1985. Structure de la croûte hercynienne du Nord de la France ; premiers résultats du profil ECORS, Bull. Soc. Géol. France, I, 6, 925-941.

Source - © 1985 D'après Cazes et al., modifié Figure 8. Profil ECORS-Nord de la France montrant l'allochtonie de la nappe de Dinant sur le socle du Brabant Les chevauchements vers le Nord s'enracinent dans la faille de Bray qui recoupe la suture rhéique. NB : Le profil sismique n'est pas une coupe géologique car l'échelle verticale est en secondes TD (temps double). D’après M. Cazes, G. Torreilles, C. Bois, B. Damotte, A. Galdeano, A. Hirn, A. Mascle, P. Matte, Pham Van Ngoc, J. F. Raoult, 1985. Structure de la croûte hercynienne du Nord de la France ; premiers résultats du profil ECORS, Bull. Soc. Géol. France, I, 6, 925-941.

Le profil ECORS (Fig. 7, 8), confirme la vaste allochtonie de la nappe de Dinant. Il montre aussi l'existence de deux réflecteurs à faible pendage Sud le long desquels se produit la translation. À l'échelle métrique et kilométrique, la déformation est contrôlée par la lithologie. Les calcaires étant moins déformables que les séries gréso-pélitiques, les cisaillements sont localisés dans ces derniers niveaux qui isolent des domaines non-déformés.

En bordure des massifs de Rocroi, Givonne, Serpont et Stavelot, on observe un métamorphisme faible ne dépassant pas le faciès schiste vert. Il s'agit d'un phénomène varisque puisque le Dévonien et le Carbonifère sont affectés. Certains filons dévoniens de diabase présentant une minéralogie convenable permettent d'estimer les conditions thermo-barométriques à 400-450°C et 0,2-0,3 GPa pendant leur mise en place et 300-350°C, 0,2 GPa pendant la déformation.

La signification de la « phase ardennaise ». La discordance du Dévonien a conduit des auteurs à parler d'une « phase ardennaise » qui fut attribuée à l'orogenèse calédonienne d'Europe du Nord. Cependant, même si l'existence d'un évènement d'âge ordovicien supérieur (vers 455 Ma), associé à un métamorphisme de basse température et basse pression (BT/BP) dont les conditions sont estimées à 200-300°C et 205-295 MPa, est indéniable, sa signification a donné lieu à plusieurs interprétations. Dans l'état des connaissances, on ne connait pas de plis anté-dévoniens. Tous les plis observés dans le Cambro-ordovicien sont attribuables à la tectonique varisque, mais on connait aussi des structures synsédimentaires (slumps) dans le Cambrien dues à des glissements gravitaires. La tectonique « ardennaise » correspond à un basculement des couches sédimentaires. La discordance est plissée, voire recoupée par la schistosité varisque. L'interprétation privilégiée actuellement est celle d'une phase de rifting d'âge ordovicien. Le métamorphisme thermique “pré-orogénique” peut être attribué au flux de chaleur contemporain de la distension.

En conclusion, le massif de l'Ardenne permet d'observer la déformation de la marge méridionale de la Laurussia (ou « Continent des Vieux Grès Rouges ») au Dévonien et Carbonifère, à la fin de l'orogenèse varisque. Les charriages déforment une zone amincie lors de distensions à l'Ordovicien et au Dévonien. Les failles normales sont réutilisées en failles inverses, on parle d'inversion tectonique. Le bassin houiller du Serpukhovien au Bashkirien du Nord de la France peut être considéré comme un bassin flexural d'avant-chaine de type “bassin molassique d'avant-pays”. Ce bassin est l'équivalent septentrional du bassin Viséen-Serpukhovien-Bashkirien de l'avant-pays méridional de la Montagne Noire (cf. Le domaine moldanubien…, plus loin). Cette symétrie géométrique des structures a conduit les géologues à qualifier la chaine varisque d'édifice « à double déversement ».

L'allochtone ardennais se prolonge vers le Sud sous le Bassin de Paris. Sa structure est connue grâce au profil ECORS-Nord de la France qui va de Cambrai au Nord-Est à Dreux au Sud-Ouest (Fig. 7). La combinaison des données gravimétriques, magnétiques, sismiques et de forages permet de proposer une interprétation tectonique de la croute du Nord de la France (Fig. 8).

La partie Nord du profil montre des réflecteurs subhorizontaux à une profondeur de 6 à 10 km (4 s temps double) qui se raccordent vers le Nord à la faille du Midi et à un cisaillement sous-jacent qui transporte le synclinal de Namur vers le Nord. La partie supérieure du profil correspond à la croute supérieure de l'allochtone ardennais. Elle est relativement transparente, quelques réflecteurs à pendage Sud sont interprétés comme des chevauchements. Au-dessous des réflecteurs horizontaux, il existe une zone peu réflective interprétée comme la couverture paléozoïque du bloc du Brabant. La croute de ce bloc précambrien contient des réflecteurs à pendage Nord considérés comme des accidents formés pendant l'orogenèse calédonienne. Sous le bloc du Brabant, le Moho à pendage Nord est identifié à la profondeur de 35 à 40 km (14 s temps double). La croute du bloc du Brabant forme un coin qui se prolonge sous le Bassin de Paris et qui suggère que la déformation de la marge continentale passive de la Laurussia se poursuit sur plus de 120 km sous l'allochtone ardennais.

Plus au Sud, vers 8-9 s temps double (vers 12-23 km de profondeur), apparait une zone très réflective subhorizontale sur environ 10 km correspondant aussi à des anomalies gravimétriques et magnétiques. Il pourrait s'agir d'une nappe de roches basiques, corrélables avec la nappe ophiolitique du Lizard en Angleterre (cf. ci-dessous). Le profil ECORS recoupe ensuite la faille du Pays de Bray qui est un décrochement dextre NNO-SSE, mais cet accident n'apparait pas comme un réflecteur du fait de sa géométrie verticale. De part et d'autre de la faille de Bray, les réflecteurs restent horizontaux. Ainsi, la faille subverticale de Bray apparait comme un décrochement superposé à la suture ophiolitique rhéique.

Au Sud de la faille du Pays de Bray, la croute supérieure, relativement transparente, est considérée comme un socle métamorphique précambrien comparable à celui de la chaine cadomienne de Normandie, traversé par des granites tardi-cadomiens, probablement d'âge cambrien et recouvert par une série sédimentaire peu déformée. Les réflecteurs à pendage Sud dans la croute moyenne traduisent l'enracinement des unités allochtones sous le bloc crustal précambrien de l'Armorique centrale et septentrionale à l'aplomb de Dreux. La partie inférieure du profil ECORS montre une forte densité de réflecteurs entre 25 et 30 km de profondeur. Il s'agit de la croute inférieure litée qui surmonte le Moho localisé à 37-40 km de profondeur et dont la signification est encore discutée : granulites, roches magmatiques sous-plaquées… La croute inférieure litée apparait comme un trait caractéristique de la chaine varisque européenne alors que cette structure n'existe pas sous le bloc du Brabant exempt de toute tectonique varisque.

Un forage profond a été réalisé 50 km au Nord-Ouest du tracé du profil ECORS-Nord de la France, à l'aplomb de la faille du Pays de Bray (Fig. 7). Des orthogneiss œillés mylonitiques et ultramylonitiques ont été atteints vers 1040 m de profondeur. La foliation fait un angle fort avec l'axe vertical de la carotte et elle porte une linéation qui est proche de l'horizontale. La déformation ductile cisaillante observée sur les carottes de l'orthogneiss est donc attribuée à un décrochement dextre situé sur la faille du Pays de Bray. La datation des zircons de l'orthogneiss par la méthode U-Pb donne un âge néoprotérozoïque (Édiacarien) à 570 ±15 Ma qui est interprété comme l'âge du magmatisme. L'orthogneiss du Pays de Bray est comparable aux granites cadomiens de Normandie. La datation ³⁹Ar/⁴⁰Ar des biotites donne 321 ±3 Ma qui est considéré comme l'âge de la déformation décrochante. Ce résultat est proche des âges des cisaillements armoricains.

L'Anomalie Magnétique du Bassin de Paris (AMBP), de direction NNO-SSE, est une structure majeure du socle du Bassin de Paris (Fig. 9) dont elle recoupe perpendiculairement le grain structural dominé par des structures orientées Est-Ouest, correspondant pro parte à la prolongation de celles du Massif Armoricain. L'anomalie magnétique s'accompagne aussi d'une anomalie gravimétrique, toutefois plus faible au Nord de la structure. Vers le Nord-Ouest, en Normandie, l'Anomalie Magnétique du Bassin de Paris se superpose à une faille qui suit la vallée de la Seine en amont de Rouen. La modélisation de l'AMBP est complexe car on doit prendre en compte simultanément de nombreux paramètres comme la profondeur des sources, leur volume, la susceptibilité magnétique des roches… Ainsi, même en groupant toutes les informations géophysiques disponibles, la solution proposée n'est pas unique. Schématiquement, une source très magnétique profonde peut produire la même anomalie qu'une source moins magnétique mais plus superficielle.

Source - © 2016 D'après J. Baptiste

Figure 10. L’anomalie magnétique du Bassin de Paris (AMBP)

Carte de localisation, modélisation de trois profils, bloc diagramme interprétatif.

En rouge dans les profils, le pluton doléritique à l'origine de l'anomalie magnétique.

D'après J. Baptiste, 2016. Cartographie structurale et lithologique du substratum du Bassin parisien et sa place dans la chaîne varisque de l’Europe de l’Ouest : approches combinées géophysiques, pétrophysiques, géochronologiques et modélisations 2D, Thèse, Univ. d’Orléans.

Dans l'état actuel, des connaissances, on considère que l'AMBP serait due à des plutons dioritiques ou granodioritiques de densité élevée (2,78) et fortement magnétique (6,3 10^-2 SI) situés dans la croute moyenne ou supérieure (Fig. 10). Les auteurs excluent l'hypothèse que l'Anomalie Magnétique du Bassin de Paris soit due à une couche de magnétite pure ou à des roches volcaniques ce qui supposerait un trop grand volume, géologiquement irréaliste. La présence de roches basiques grenues (granodiorites ou diorites) et peut-être ultrabasiques, semble plus plausible. Une interprétation en terme de suture ophiolitique est privilégiée par certains auteurs. L'existence d'un rift océanique ou d'un bassin en pull-apart fermé pendant l'orogenèse varisque est parfois proposée. Un rift ouvert au Protérozoïque puis refermé pendant l'orogenèse cadomienne n'est pas retenu. Des auteurs privilégient un rift paléozoïque (Dévonien) mais la direction NNO-SSE contraste avec les autres directions structurales. Dans le chapitre IV, nous discuterons d'une interprétation possible de l'Anomalie Magnétique du Bassin de Paris en terme de faille transformante de l'Océan Rhéique.

La partie orientale du Bassin de Paris sera discutée avec le domaine saxo-thuringien et la partie méridionale avec le domaine moldanubien.

Source - © 1986 D'après Whitaker et al.

Figure 11. Coupe interprétative établie à partir de données sismiques du Sud-Est de l'Angleterre allant du domaine plissé rhéno-hercynien, au Sud, à l'avant-pays varisque, au Nord

La structure profonde du chevauchement frontal est encore très spéculative.

D'après A. Whitaker, R.A. Chadwick, I.E. Penn, 1986. Deep crustal traverse across southern Britain from seismic reflection profiles, Bull. Soc. Géol. France, II, 1, 55-68.

À l'Ouest de la Manche et de la Mer du Nord, dans le Sud-Est de l'Angleterre, les formations paléozoïques sont masquées par le Mésozoïque du bassin de Londres (Fig. 2). Les données sismiques et les forages permettent de découvrir les grands traits structuraux de ce substratum (Fig. 11). On reconnait ainsi le Front varisque au Nord duquel le Paléozoïque de l'avant-pays varisque n'est pratiquement pas déformé, si ce n'est par des plis à grand rayon de courbure. Cet ensemble forme un massif rigide peu ou pas affecté par la tectonique varisque, appelé « microcontinent des Midlands », équivalent du « bloc du Brabant » au Nord du massif de l'Ardenne. Dans la partie Nord du bloc des Midlands, le Paléozoïque inférieur correspond à l'avant-pays de la chaine calédonienne (Fig. 12). Il est déformé par des plis déversés vers le Sud-Est et recouvert en discordance par les formations terrigènes de grès rouges continentaux du Dévonien, connus depuis longtemps sous le nom de « Continent des Vieux Grès Rouges ». Il s'agit de la couverture sédimentaire de la Laurussia.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 12. Schéma structural du massif armoricain et du Sud-Ouest de l’Angleterre montrant les trois sutures ophiolitiques, le chevauchement du Lizard et le front varisque septentrional au Pays de Galles

Les lignes X, Y, Z et A, B correspondent respectivement aux coupes des figures 13 et 26.

D'après

J. Rolet, B. Le Gall, J.-R. Darboux, P. Thonon, M. Gravelle, 1986. L'évolution géodynamique dévono-carbonifère de l'extrémité occidentale de la chaîne hercynienne d'Europe sur le transect Armorique-Cornwall, Bull. Soc. Géol. France, II, 1, 43-54

B. Le Gall, J.R. Darboux, 1986. Variscan strain pattern in the Paleozoic series at the Lizard Front, southwest England,Tectonics, 5, 4, 589-606

B. Le Gall, 1990. Evidence of an imbricate crustal thrust belt in the southern British Variscides: Contributions of southwestern approaches traverse (SWAT) deep seismic reflection profiling recorded through the English Channel and the Celtic Sea, Tectonics, 9, 2, 283-302

Au Sud du Front varisque, le Paléozoïque est déformé par des plis déversés au Nord et des chevauchements (Fig. 11). Le Sud-Ouest de l'Angleterre et le Sud de l'Irlande correspondent au domaine externe septentrional ou rhéno-hercynien de la chaine varisque. Au Sud de l'Ardenne, cet ensemble est masqué par les dépôts sédimentaires du Bassin de Paris (Fig. 2). Malgré la présence de plissements parfois intenses et de grands déplacements, le métamorphisme est faible ou inexistant et ainsi l'âge des roches sédimentaires reste déterminable grâce à la bonne préservation des fossiles. Le comté du Devon a donné son nom à la période éponyme du Paléozoïque.

À l'extrémité de la Cornouaille anglaise, le cap Lizard expose une nappe ophiolitique charriée vers le Nord sur des roches métamorphiques d'affinités continentales, d'âge dévonien ou gneiss de Kennack (Fig. 12, Fig. 13). L'ophiolite du Lizard est formée de basaltes en coussins, dolérites, gabbros et ultrabasites. Les gabbros sont datés par la méthode Sm/Nd sur clinopyroxène-plagioclase-roche totale à 375 ±34 Ma. Cet âge dévonien moyen à supérieur est considéré comme celui du magmatisme ophiolitique. L'ophiolite du Lizard chevauche les gneiss de Kennack par l'intermédiaire d'une semelle d'amphibolites. Les gneiss de Kennack forment un ensemble de gneiss, micaschistes, quartzites et migmatites considéré comme une écaille du substratum continental entrainée lors de l'obduction des ophiolites. L'âge Rb/Sr sur roche totale de 365 ±12 Ma obtenu sur les gneiss est interprété comme celui du métamorphisme contemporain du charriage ophiolitique. Il concorde avec les données ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur les amphiboles de ces mêmes gneiss autour de 365 Ma. La déformation et le métamorphisme de haute température/moyenne pression sont considérés comme les marques d'une tectonique d'obduction précoce dans l'évolution tectonique du complexe du Lizard.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 13. Coupes crustales du Nord du Massif Armoricain et du Sud-Ouest de l'Angleterre montrant le chevauchement du Lizard, la déformation de son substratum et le front varisque septentrional au Pays de Galles

Coupes localisées sur figure 12.

D'après

J. Rolet, B. Le Gall, J.-R. Darboux, P. Thonon, M. Gravelle, 1986. L'évolution géodynamique dévono-carbonifère de l'extrémité occidentale de la chaîne hercynienne d'Europe sur le transect Armorique-Cornwall, Bull. Soc. Géol. France, II, 1, 43-54

B. Le Gall, J.R. Darboux, 1986. Variscan strain pattern in the Paleozoic series at the Lizard Front, southwest England,Tectonics, 5, 4, 589-606

B. Le Gall, 1990. Evidence of an imbricate crustal thrust belt in the southern British Variscides: Contributions of southwestern approaches traverse (SWAT) deep seismic reflection profiling recorded through the English Channel and the Celtic Sea, Tectonics, 9, 2, 283-302

Le complexe ophiolitique du Lizard et les gneiss de Kennack chevauchent des formations sédimentaires terrigènes de faciès flysch à olistolithes (groupe de Gramscatho) datées du Dévonien supérieur (Frasnien-Famennien). Cet ensemble terrigène, non ou peu métamorphique, est déformé par des plis synschisteux déversés vers le Nord et une linéation d'allongement orientée Nord-Sud à NO-SE. Les formations carbonifères du bassin de Bude qui surmontent les unités dévoniennes sont elles-mêmes déformées en plis et écailles à vergence Nord, mais on rencontre aussi localement, des rétrocharriages vers le Sud (Fig. 13).

Il existe donc une évolution de la déformation du Sud vers le Nord, depuis des phases ductiles syn-métamorphes dévoniennes, jusqu'à une tectonique synsédimentaire dont la phase la plus récente est datée paléontologiquement du Serpukhovien. Les déformations sont scellées par les intrusions des granites à étain de Cornouailles, datées du Permien (vers 230 Ma). Globalement, la tectonique correspond à une propagation des chevauchements du Sud vers le Nord jusqu'au Canal de Bristol où la déformation s'atténue et disparait au niveau du Front varisque.

Au Sud-Ouest de la Cornouaille anglaise, la structure de la partie de la chaine immergée sous la Manche est connue grâce à des profils sismiques du programme SWAT (Fig. 13Y) qui montrent, sous le chevauchement du Lizard, un empilement d'écailles affectant la croute continentale sous le flysch dévonien de Gramscatho. On estime que le raccourcissement dû à cette imbrication d'écailles est de l'ordre de 60 %. Dans la croute située au Nord du chevauchement du Lizard, on observe des réflecteurs à pendage Nord considérés comme des structures formées pendant l'orogenèse calédonienne au Paléozoïque inférieur.

La nappe ophiolitique du Lizard, à pendage Sud, s'enracine dans la Manche comme le suggèrent les anomalies magnétiques et gravimétriques linéaires du centre de la Manche qui correspondent possiblement à des masses basiques et ultrabasiques. Les profils sismiques montrent que les ophiolites du Lizard sont surmontées au Sud par une autre unité immergée sous la Manche, interprétée comme des gneiss correspondant à la croute continentale d'un domaine méridional, le bloc du Léon (Fig. 13). Cette région doit donc être considérée comme une suture océanique. Il s'agit de la suture rhéique, suture majeure de la chaine varisque puisqu'elle sépare un domaine septentrional laurussien et un domaine méridional plus complexe, constitué des microcontinents : Saxothuringia (ou bloc du Léon) et Armorica (Armorique centro-méridionale) dérivés du Gondwana.

Contrairement aux autres domaines varisques, le DCNA présente la particularité de posséder un socle métamorphique et granitique formé au Néoprotérozoïque lors de l'orogenèse cadomienne, vers 600 Ma, (Fig. 16). sur lequel les séries paléozoïques reposent en discordance. Une description détaillée de la chaine cadomienne sort du cadre de cet article.

Source - © 1991 D'après Le Corre et al.

Figure 16. Schéma structural du Massif Armoricain

D'après C. Le Corre, B. Auvray, M. Ballèvre, M. Robardet, 1991. Le Massif Armoricain, Sciences Géologiques Bull., 44, 1-2 , 31-103.

Dans le Trégor, le Cotentin et les iles anglo-normandes, affleurent des gneiss et amphibolites, appartenant à l'ensemble « Icartien » (du nom de la baie d'Icart à Guernesey). Les gneiss sont datés du Paléoprotérozoïque (vers 2 Ga) ce qui en fait les plus vieilles roches de France métropolitaine. Elles ont valeur de socle pour la chaine cadomienne. Contrairement à l'Armorique méridionale et au Massif Central (appartenant tous deux au domaine moldanubien, voir Le domaine moldanubien), dans le DCNA, il n'existe pas de roches équivalentes aux complexes leptyno-amphiboliques, et les phénomènes de métamorphisme de haute pression sont absents. Le domaine Centre-Nord Armoricain est parfois subdivisé en zones mancellienne, domnonéenne et medio-armoricaine. La limite entre les deux premières correspond au décrochement tardi-varisque de Granville. Dans ces deux parties de l'Armorique septentrionale, l'orogenèse cadomienne présente des traits lithologiques et structuraux différents, mais pour ce qui concerne la tectonique varisque, cette distinction n'est pas à considérer. En revanche, la limite entre les parties médio-armoricaine et Armorique septentrionale correspond au Cisaillement Nord-Armoricain, à proximité duquel se développent, d'Ouest en Est, les bassins sédimentaires paléozoïques de Châteaulin, du Ménez-Bélair, et de Laval qui forment une bande discontinue de Brest à Laval tout le long de la bordure Nord de la Bretagne centrale. Contrairement aux autres ensembles paléozoïques du domaine Centre-Nord Armoricain, ces bassins contiennent des formations carbonifères et leur structuration apparait plus complexe que les autres ensembles.

Dans le DCNA, les séries paléozoïques affleurent selon des bandes synclinales étroites allongées Est-Ouest ou NO-SE, selon la direction « armoricaine », dans lesquelles la tectonique varisque reste modeste (Fig. 16). Du Sud vers le Nord on reconnait les structures suivantes :

Source - © 1986 D'après Ballard et al.

Figure 17. Schéma des relations tectoniques et sédimentaires à l'Ordovicien inférieur de Bretagne Centrale

Les dépôts chaotiques rouges (grès, brèches, conglomérats, olistolithes) de l'Ordovicien inférieur (Trémadoc), contrôlés par des failles normales synsédimentaires reposent en discordance sur les formations néoprotérozoïques. La formation du Grès armoricain (Arenig) représente le dépôt post-rift.

D'après J.-F. Ballard, J.-P. Brun, J. Durand, 1986. La discordance Briovérien-Paléozoïque inférieur en Bretagne Centrale : signature d'un épisode de distension ordovicienn,, C.R. Acad. Sciences, 303, II, 14, 1327-1332.

Il serait fastidieux de détailler le contenu lithologique et la structure de toutes ces unités qui présentent de nombreux points communs. Du point de vue lithostratigraphique, on retiendra les traits généraux suivants :

Les séries paléozoïques du DCNA sont dans l'ensemble peu déformées et exemptes de métamorphisme, à l'exception notable du métamorphisme de contact dû aux intrusions granitiques datés du Carbonifère supérieur et du métamorphisme de haute température/ moyenne pression (HT/MP) qui se développe sur sa bordure méridionale. Selon leur situation géographiques au sein du DCNA, les séries paléozoïques présentent des styles structuraux différents.

Les synclinaux du Sud de Rennes

Le Paléozoïque inférieur du Sud de la Bretagne centrale est déformé par des plis droits d'axes Est-Ouest à NO-SE (Fig. 18). Le développement progressif de la schistosité, pouvant aller jusqu'à l'acquisition d'une schistosité de flux dans les roches sédimentaires néoprotérozoïques ou paléozoïques à grain fin, montre l'existence d'un gradient de déformation croissant du Nord vers le Sud. La schistosité de flux est responsable de la formation d'ardoises (par exemple à Angers ou à Châteaubriand) utilisées dans la construction. Il est admis que les plis droits, synschisteux ou non, résultent du jeu décrochant dextre transpressif de la branche Nord du Cisaillement Sud Armoricain et de l'interférence entre ce jeu coulissant et la mise en place de plutons granitiques.

Source - © 1991 D'après Le Corre et al.

Figure 18. Coupe des synclinaux du Sud de Rennes et de l'unité de Lanvaux en Bretagne centrale

Les formations de l'Ordovicien inférieur (grès rouges, siltites, ou formation du Grès armoricain) reposent en discordance sur les formations néoprotérozoïques (Édiacarien) déjà plissées par la tectonique cadomienne.

D'après C. Le Corre, B. Auvray, M. Ballèvre, M. Robardet, 1991. Le Massif Armoricain, Sciences Géologiques Bull., 44, 1-2 , 31-103.

Cependant, l'existence de déformations plus anciennes est également documentée. Notamment, dans les ardoises d'Angers, le cisaillement dextre carbonifère se superpose à un cisaillement senestre d'âge indéterminé. Par comparaison avec le mouvement senestre de la faille de Nort-sur-Erdre, responsable de l'ouverture du bassin d'Ancenis, un âge du Carbonifère inférieur (Tournaisien-Viséen) peut être proposé.

Les synclinaux du DCNA septentrional

Source - © 1990 D'après Gresselin

Figure 19. Schéma tectonique des structures varisques dans le domaine mancellien, Nord-Est du Massif armoricain

D'après F. Gresselin, 1990. Évolution varisque du Massif armoricain oriental. Insertion dans une transversale Ouest-européenne, thèse Univ. de Caen, 340p.

En Armorique septentrionale, le Paléozoïque anté-Carbonifère affleure dans le Cotentin, la zone bocaine au Sud de Caen, dans le Maine et la Mayenne (Fig. 19). La série sédimentaire non-métamorphique est déformée par des plis synschisteux droits ou déversés vers le Sud associés à des chevauchements qui peuvent aussi impliquer les micaschistes néoprotérozoïques ou les granites cadomiens (comme par exemple les synclinaux de Mortain et de Pail dans le Maine, Fig. 19). L'âge de la tectonique reste encore mal fixé. Bien que des déformations aient été rapportées au Dévonien supérieur-Carbonifère inférieur, soit à la « phase bretonne », l'essentiel de la déformation semble être plutôt du Carbonifère moyen voire supérieur (Serpukhovien-Moscovien) avant la mise en place des plutons granitiques (Flamanville, Barfleur, Alençon). Ici, contrairement à l'Armorique centrale, les relations entre les plis droits du Paléozoïque et les décrochements dextres ne sont pas évidentes. La tectonique de l'Armorique septentrionale résulte d'un raccourcissement Nord-Sud à NO-SE accommodé par des plis, des rampes latérales et des décollements de la série paléozoïque par rapport à son substratum néoprotérozoïque.

Les bassins carbonifères

Dans le DCNA, les formations du Carbonifère ne sont présentes que dans quelques bassins (Fig. 16). À proximité du Cisaillement Nord-Armoricain (CNA), il s'agit des bassins de Laval et du Ménez-Bélair. À l'Ouest, le bassin de Châteaulin est le plus vaste. Deux autres bassins affleurent au Nord-Est de la suture du Conquet, le bassin de Morlaix et dans le Cotentin, le synclinal de Montmartin. Le bassin d'Ancenis se développe lors d'une réactivation de la suture éo-varisque le long de la faille de Nort-sur-Erdre. Dans tous ces bassins, la tectonique synsédimentaire est bien documentée. D'un point de vue biogéographique, il est intéressant de noter que les faunes (trilobites, brachiopodes, foraminifères, conodontes, ostracodes) et les flores (ptéridophytes, lycophytes, spores) du Viséen rencontrées dans ces bassins sont identiques à celle décrites dans le domaine rhéno-hercynien, démontrant, à cette époque, l'absence de grands domaines océaniques jouant un rôle de barrière biogéographique.

Le bassin de Laval. Comme en de nombreux points du DCNA, il existe une lacune du Dévonien moyen et supérieur interprétée comme liée à une émersion et à une érosion lors du Dévonien supérieur (Fig. 20). L'évènement connu sous le nom de « phase bretonne » qui se produit à la limite Dévonien-Carbonifère est enregistré dans la sédimentation. Le Carbonifère inférieur (Tournaisien) constitué de grès, conglomérats et tufs volcaniques est discordant sur des terrains du Dévonien inférieur ou plus anciens. Une importante activité magmatique acide se manifeste par des ignimbrites et des rhyolites datées à 346 et 342 Ma, respectivement par les méthodes Rb/Sr sur roche totale et U/Pb sur zircon. En outre, on reconnait un magmatisme basique, représenté par des laves basaltiques (coulées, laves en coussin, tufs), qui témoigne aussi d'une activité tectonique dont l'âge est mal contraint. Des données anciennes (Rb/Sr sur roche totale) donnent un âge compris entre 346 et 340 Ma (Viséen) ce qui n'est pas en accord avec le contexte de coulées interstratifiées dans le Tournaisien (Carbonifère inférieur). Des filons basiques, intrusifs dans le Silurien situé de part et d'autre du bassin de Laval, donnent des âges U/Pb sur apatite compris entre 370 et 357 Ma. Le Viséen moyen, représenté par les calcaires de Sablé, Laval et Changé, correspond à des dépôts récifaux de type plateforme. Ce calcaires sont également recouverts en discordance par des formations terrigènes (conglomérats, grès et pélites) datés du Viséen terminal au Serpukhovien.

Source - © 1988 D'après Houlgatte et al.

Figure 20. Schéma structural et coupe du bassin de Laval

E : massif rhyolitique d'Entrammes.

D'après E. Houlgatte, A. Le Hérissé, A. Pelhate, J. Rolet, 1988. Évolution géodynamique du bassin carbonifère de Laval, Géologie de la France, 1, 27-46

La structure actuelle du bassin de Laval se caractérise par des plis synschisteux droits ou déversés au Nord. Le flanc méridional du bassin est décollé et chevauche le flanc Nord (Fig. 20). Cette tectonique d'âge moscovien (vers 310 Ma) serait contrôlée par le jeu décrochant dextre transpressif du Cisaillement Nord-Armoricain. Il faut cependant noter qu'il n'existe aucune preuve d'un tel décrochement dans, ou à proximité, du bassin de Laval.

Le bassin de Laval est donc une zone tectoniquement très active dans laquelle on reconnait plusieurs évènements. On admet que l'ouverture du bassin, son remplissage sédimentaire et le magmatisme sont contrôlés par un système de coulissage transtensif (ou pull-apart) dextre associé au Cisaillement Nord Armoricain pendant le Carbonifère inférieur et moyen (du Tournaisien au Serpukhovien). Le Cisaillement Nord-Armoricain passerait au cours du temps d'un régime transtensif à un régime transpressif.

Le synclinal du Ménez-Bélair. Au Nord de Rennes, les formations paléozoïques affleurent dans le synclinal du Ménez-Bélair, au Nord du Cisaillement Nord-Armoricain (Fig. 16). On retrouve les mêmes structures plissées et déversées vers le Nord que dans le bassin de Laval. Certains axes synclinaux sont incurvés par le jeu décrochant dextre du Cisaillement Nord-Armoricain. Mais contrairement au bassin de Laval, le Dévonien supérieur (Famennien) silteux est présent. Il est recouvert en discordance par des grès du Tournaisien supérieur, ce qui là encore traduit l'existence d'un évènement tectonique « breton » à la limite Dévonien-Carbonifère.

Le bassin de Châteaulin. À l'extrémité occidentale de la bande carbonifère d'Armorique centrale, le bassin de Châteaulin forme un synclinal NE-SO qui s'écarte sensiblement de la direction Est-Ouest du Cisaillement Nord Armoricain (Fig. 16). L'essentiel du bassin est constitué de roches terrigènes (grès-pélites) du Viséen supérieur au Serpukhovien qui reposent en discordance sur des formations à blocs et des roches volcano-sédimentaires datant du Tournaisien supérieur (Fig. 21, Fig. 22). Comme pour le bassin de Laval, le Dévonien supérieur manque, probablement à cause d'une érosion. Ces formations se retrouvent sous forme d'olistolithes dans le Tournaisien qui est discordant sur des roches dévoniennes d'âge variable. Les dépôts chaotiques (olistolithes, conglomérats, brèches intraformationnelles) remanient des roches d'âge paléozoïque inférieur provenant de formations proches. Le transport sédimentaire effectué sur de petites distances suggère un contexte de pied de faille. La sédimentation tournaisienne semble contrôlée par des failles normales, avec peut être une composante décrochante, le long desquelles se mettent en place des magmas acides et basiques caractéristiques d'un magmatisme bimodal intracontinental (Fig. 22).

Source - © 1992 D'après Le Gall et al. Figure 21. Schéma structural du bassin de Châteaulin avec les ensembles volcano-sédimentaires du Tournaisien sur les bordures du bassin D'après Le Gall et al., 1992. Bull. Soc. Géol. de France, 163, 13-26B. Le Gall, S. Loboziak, A. Le Herisse, 1992. Le Flanc sud du synclinorium carbonifère de Chateaulin (Massif armoricain, France) ; une bordure de bassin réactive en contexte décro-chevauchant, Bull. Soc. Géol. France, 163, 1, 13-26

Source - © 1992 D'après Le Gall et al. Figure 22. Coupe évolutive du bord Sud du bassin de Châteaulin A : Viséen, B : Bashkirien. D1 et D2 : discordances reconnues dans le bassin, respectivement entre le Dévonien et le Tournaisien et entre le Tournaisien et le Viséen. À proximité de la faille bordière du bassin, les dépôts tournaisiens sont des formations chaotiques à olistolithes de Dévonien ou de Paléozoïque inférieur. D'après Le Gall et al., 1992. Bull. Soc. Géol. de France, 163, 13-26B. Le Gall, S. Loboziak, A. Le Herisse, 1992. Le Flanc sud du synclinorium carbonifère de Chateaulin (Massif armoricain, France) ; une bordure de bassin réactive en contexte décro-chevauchant, Bull. Soc. Géol. France, 163, 1, 13-26

Source - © 1988 D'après Darboux et Le Galle Figure 23. Modèle tectonique de la déformation transpressive sur le bord Sud du bassin de Châteaulin D'après J.-R. Darboux, B. Le Gall, 1988. The Montagnes Noires: southern bordering shear zone of the carboniferous Chateaulin basin (Brittany, France), Geodinamica Acta, 2, 3, 121-133.

L'interprétation structurale du bassin de Châteaulin est similaire à celle du bassin de Laval. Les phénomènes sédimentaires et magmatiques du Carbonifère inférieur témoignent d'une instabilité tectonique associé à un jeu de décrochements, notamment la faille bordière méridionale du bassin appelée « faille des Montagnes Noires » et de failles normales. L'ouverture du bassin correspond à un pull-appart en régime de transtensif. Au Carbonifère supérieur (Bashkirien ou Moscovien), le régime tectonique devient transpressif et les formations constitutives du bassin sont déformées par des plis droits synschisteux à vergence Nord (Fig. 23).

Au Nord du bassin de Châteaulin, la région de Bolazec, (Fig. 16) expose une série formée d'argilites noires datées paléontologiquement du Dévonien inférieur, des laves acides (rhyolites, tufs acides), de radiolarites ou cherts associés à un magmatisme basique sous-marin (basaltes en coussins, dolérites) de chimisme tholéiitique et alcalin, ainsi que des amas sulfurés. Sur la base des données géochimiques du magmatisme bimodal, la série de Bolazec est considérée comme déposée dans un bassin distensif en voie d'océanisation, ou encore comme un rift avorté comparable à celui de la Brévenne dans le Nord-Est du Massif Central (cf. l'article Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique). Cet épisode extensif, daté du Dévonien inférieur-moyen, est aussi enregistré dans la rade de Brest ou encore la bordure Est du bassin de Châteaulin (près de la Porte-aux-Moines, Fig. 21).

Source - © 1999 Le Gall

Figure 24. Carte des essaims de filons doléritiques d'âge Dévonien du domaine Centre-Nord Armoricain

Essaims de Laval, Mancellia, Nord Cotentin, Saint-Malo, Guingamp, Trégor.

J. Le Gall, 1999. Les dolérites et basaltes tholéiitiques varisques du domaine nord-est armoricain, Géologie de la France, 4, 3-26

En outre, le DCNA possède un important réseau filonien de dolérites connu depuis longtemps. Ces filons associés à des coulées basaltiques se disposent en essaims : autour du bassin de Laval, dans la Mancellia, le Nord-Cotentin, les régions de Saint-Malo, de Guingamp et du Trégor (Fig. 24). Leur pétrographie de tholéiites continentales et leur chimisme alcalin s'accordent avec un contexte géodynamique intraplaque. Des apatites magmatiques donnent des âges U-Pb du Dévonien terminal, compris entre 370 et 357 Ma. Le magmatisme dévonien du DNCA est interprété comme une conséquence de la subduction de l'océan Rhéique (voir ci-dessous L'évolution géodynamique de la chaine varisque).

Le DCNA présente un contraste important entre la région orientale de Rennes-Laval, appelée aussi « bloc de Rennes », et la Bretagne centrale occidentale. Dans le bloc de Rennes, la série paléozoïque est géographiquement limitée aux synclinaux du Sud de Rennes, du Ménez-Bélair et du bassin de Laval. Ces formations paléozoïques ne sont affectées que par une seule déformation assez modérée, due aux cisaillements armoricains (cf. ci-dessus). Il en est de même pour la tectonique varisque du domaine normand.

Une phase varisque précoce en Bretagne occidentale ? En revanche, en Bretagne centrale occidentale – péninsule de Crozon, Rade de Brest, Monts d'Arrée, Montagnes Noires, la série paléozoïque anté-carbonifère est plus développée et plus déformée que dans le bloc de Rennes. La préservation locale du Dévonien supérieur indique que l'érosion et la surrection du bâti a été moins importante qu'à l'Est. Bien évidemment, les roches néoprotérozoïques et paléozoïques ont bien enregistré la déformation décrochante dextre qui affecte les bassins carbonifères de Châteaulin, Ménez-Bélair au Serpukhovien-Baskhirien, vers 325-315 Ma (Fig. 22, Fig. 23). De ce fait, l'identification de déformations antérieures au Viséen est difficile. Cependant, certains auteurs décrivent des déformations fini-dévoniennes ou éo-carbonifères, rapportées à la phase bretonne. Dans la presqu'ile de Crozon, la rade de Brest et dans le substratum du bassin de Châteaulin, des chevauchements, des plis (parfois synschisteux), des cisaillements et des glissements bancs-sur-bancs déforment les séries de l'Ordovicien-Silurien avec une vergence Sud-Est. Cette déformation, encore mal caractérisée et mal datée, est antérieure à la mise en place de granites alumineux à biotite-cordiérite, comme celui de Huelgoat qui est daté entre 342 ±6 Ma et 336 ±13 Ma en Rb/Sr sur roche totale. Cependant, ces âges anciens sont discutables. Un âge plus récent, vers 320-315 Ma comme ceux des autres plutons, s'accorderait mieux avec le contexte géologique régional.

Le métamorphisme de Bretagne centrale. Par ailleurs, le métamorphisme varisque qui se développe sur la bordure méridionale du DCNA pose encore problème (Fig. 16). Entre le bassin de Châteaulin et le granite de Pontivy, les schistes et grès d'âges paléozoïque inférieur et néoprotérozoïque sont affectés par un métamorphisme de haute température/moyenne pression (HT/MP) avec un gradient croissant du Nord vers le Sud. On distingue ainsi une zone à chlorite-muscovite-pyrophyllite-albite-chloritoïde, puis une zone à biotite-staurotide-grenat-muscovite±disthène et enfin une zone à biotite-muscovite-cordiérite-sillimanite-orthose (Fig. 25). Les métapélites de la zone à staurotide-grenat contiennent aussi du disthène syn-folial qui doit être distingué de celui associé au mica blanc dans des filons de quartz disposés le long de zones de cisaillement et dont la cristallisation est contrôlée par des circulations de fluides. Certains auteurs considèrent que ce métamorphisme serait dû au flux thermique produit par les granites de Pontivy et de Rostrenen datés par la méthode U/Pb sur zircon vers 315 Ma. Mais des données structurales et géochronologiques récentes suggèrent que le métamorphisme de HT/MP est antérieur à la mise en place des plutons. Les causes géodynamiques de ce flux de chaleur sont mal expliquées, et on ne peut pas exclure l'existence d'un évènement thermo-tectonique plus ancien qui pourrait correspondre à la phase bretonne.

Source - © 2020 Michel Faure Figure 25. Carte des métamorphismes varisques dans les domaines Centre-Nord Armoricain et Sud-Armoricain D'après J. Rolet, F. Gresselin, P. Jegouzo, P. Ledru, R. Wyns, 1994. Intracontinental Hercynian Events in the Armorican Massif, in Pre-Mesozoic geology in France and related areas, Springer-Verlag, 195-219 M. Ballèvre, J. Marchand, G. Godard, J.-C. Goujou, Jean Christian, R. Wyns, 1994. Eo-Hercynian Events in the Armorican Massif, in Pre-Mesozoic geology in France and related areas, Springer-Verlag, 183-194

Source - © 1986 D'après Rolet et al. Figure 26. Coupes schématiques du domaine Centre-Nord Armoricain Coupes localisées sur la figure 12. D'après J. Rolet, B. Le Gall, J.-R. Darboux, P. Thonon, M. Gravelle, 1986. L'évolution geodynamique dévono-carbonifère de l'extrémité occidentale de la chaîne hercynienne d'Europe sur le transect Armorique-Cornwall, Bull. Soc. Géol. de France, II, 1, 43–54.

D'autres séries métamorphiques reconnues dans le DCNA sont souvent localisées autour de plutons granitiques : Huelgoat, Comana, Plouaret et du dôme de Plouguenast (Fig. 25, Fig. 26). Ces granites centro-armoricains ne sont pas encore bien datés. La plupart donnent des âges Rb/Sr autour de 315-310 Ma (Serpukhovien à Kasimovien). Le granite à biotite-cordiérite de Huelgoat semble plus ancien (336 ±13 Ma). Ainsi, dans l'état actuel des connaissances métamorphiques, magmatiques et structurales, la déformation majeure du DCNAse caractérise par des plis droits, probablement associés aux décrochements dextres du CNA et du CSA. Cependant, il est légitime d'envisager l'existence d'une phase tectono-métamorphique au Famennien (ou bretonne) en Bretagne centrale occidentale.

À proximité de la BNCSA, le bassin de Saint-Julien-de-Vouvantes (Fig. 16) est une des structures les plus mal connues du Massif Armoricain. Ceci tient en grande partie à la très mauvaise qualité des affleurements. Certains auteurs ont proposé d'interpréter le bassin de Saint-Julien-de-Vouvantes comme un olistostrome à matrice carbonifère remaniant des blocs des séries paléozoïques allant de l'Ordovicien au Dévonien supérieur. Cette interprétation n'est pas acceptée par tous, car jusqu'à présent, la réalité des olistolithes n'est pas établie, pas plus que l'âge carbonifère inférieur des pélites. Il faut noter que toutes les tentatives de datation par microfossiles (acritarches, chitinozoaires, spores…) de ces pélites se sont révélées infructueuses ou bien ont livré des âges ordoviciens. Pour plus d'information, on pourra consulter les notices des cartes géologiques à 1/50 000 de Nozay (notice) et Saint-Mars-la-Jaille (notice). Dans l'état actuel des connaissances, il est préférable de considérer le bassin de Saint-Julien-de-Vouvantes comme un bassin dévonien constitué de carbonates et de séries terrigènes déposées in situ sur un substratum paléozoïque inférieur plissé et écaillé par la tectonique carbonifère, essentiellement décrochante. Cependant, dans le bassin de Saint-Julien-de-Vouvantes, la discordance du Famennien (Dévonien supérieur, 360 Ma) traduit la réalité d'un évènement tectonique régional dans le Sud du Massif Armoricain attribuable à la phase bretonne.

L'anticlinal de Lanvaux comprend une série volcano-détritique d'âge cambro-ordovicien formée de bas en haut de schistes et arkoses de Bains, grès et ardoises du Grand-Auverné, ardoises d'Angers, surmontée par des schistes noirs ou « ampélites du Houx » du Silurien. La série cambrienne est traversée par un granite ordovicien calco-alcalin à alcalin formant un corps allongé de près de 100 km de long : l'orthogneiss de Lanvaux qui réapparait à l'Est d'Angers sous le nom d'orthogneiss de Saimt-Clément-de-la-Place. Le protolithe granitique de l'orthogneiss est daté à 477 ±18 Ma (U/Pb sur zircon). Cet orthogneiss, folié dans l'ensemble, montre localement le développement de mylonites avec une linéation d'allongement NO-SE et une cinématique dextre ou senestre quand la foliation est à fort pendage, ou du haut vers le Nord-Ouest quand elle est subhorizontale. Les roches déformées sont recoupées successivement par le granite à biotite de Saint-Lambert-la-Potherie, déformé ductilement et dont les biotites donnent un âge ³⁹Ar/⁴⁰Ar à 322 ±3 Ma (Serpukhovien), et le granite à deux micas non déformé de Bécon-les-granites supposé d'âge carbonifère supérieur (Bashkirien-Moscovien).

Source - © 2004 D'après Cartier et Faure

Figure 28. Carte structurale détaillée de la partie orientale de l’unité de Saint-Georges-sur-Loire et des unités tectoniques environnantes

D'après C. Cartier, M. Faure, 2004. The Saint-Georges-sur-Loire olistostrome, a key zone to understand the Gondwana-Armorica boundary in the Variscan belt (Southern Brittany, France), Int. J. Earth Sci. 93, 6, 945-958 [pdf]

Immédiatement au Nord de la faille de Nort-sur-Erdre, l'unité de Saint-Georges-sur-Loire (Fig. 27) est caractérisée par une sous-unité septentrionale gréso-pélitique turbiditique d'âge ordovicien-silurien et d'une sous-unité méridionale formée par une série à blocs exotiques (Fig 28). Des olistolithes, de taille métrique à hectométrique, présentant des lithologies variables : radiolarites noires (= phtanites) d'âge silurien, calcaires allant du Silurien terminal au Dévonien moyen, dolérites, basaltes massifs ou en coussins fréquemment associés aux calcaires, rhyolites d'âge ordovicien inférieur (les zircons donnent un âge U/Pb à 480 ±3 Ma) et masses de grès se retrouvent juxtaposés et sédimentés dans une matrice de grès à galets (pebbly mudstone) ou à bancs “slumpés”. L'âge de cette formation à blocs est inconnu, mais il ne peut être plus ancien que le Dévonien moyen qui est l'âge le plus récent obtenus pour certains blocs calcaires. L'olistostrome de Saint-Georges-sur-Loire est charrié vers le Nord sur la sous-unité gréso-pélitique qui est elle-même charriée vers le Nord sur l'unité de Lanvaux (Fig. 28). La signification géodynamique de la série de Saint-Georges-sur-Loire sera discutée plus loin dans le cadre des relations entre les domaines armoricain et moldanubien.

L'existence d'olistolithes de calcaires dévoniens dans l'unité de Saint-Georges-sur-Loire pose la question de l'origine de ces blocs. Une patrie septentrionale est exclue pour la plupart d'entre eux, car les faciès sont différents des roches du DCNA. Une origine méridionale est également difficile à concevoir puisque l'essentiel de la partie Sud du Massif Armoricain est occupée par des roches métamorphiques (voir ci-dessous). Il faut donc envisager que les blocs remaniés dans le bassin de Saint-Georges-sur-Loire soit formaient une unité litho-tectonique sus-jacente aux roches métamorphiques du complexe de Champtoceaux (voir ci-dessous), soit se sont déposées dans un domaine disparu compris entre le complexe de Champtoceaux et le bassin sédimentaire de Saint-Georges-sur-Loire. Cette deuxième interprétation, proposée par Dubreuil (1986), et également préférée ici. Il aurait existé au Siluro-Dévonien, un « domaine occlus » qui a disparu à la faveur de la tectonique. Cette interprétation attrayante, sera présentée ultérieurement.

Situé à la limite entre les domaines Centre-Nord Armoricain et Sud-Armoricain, le bassin d'Ancenis présente de nombreuses caractéristiques sédimentologiques avec les bassins carbonifères du DCNA décrits plus haut. Ce bassin est essentiellement constitué par des formations turbiditiques du Carbonifère inférieur (Tournaisien-Viséen) interprétées en partie comme des cônes sédimentaires proximaux. Des calcaires et des grès deltaïques, d'âge dévonien inférieur (Emsien, 400 Ma), exempts de métamorphisme et déformation importants, affleurent sur la bordure Sud du bassin, vers Chalonnes. Les relations entre cette série de bordure et les formations sous-jacentes d'âge ordovicien, discordantes sur les micaschistes néoprotérozoïques de la nappe des Mauges (voir ci-dessous L'évolution pré-orogénique : deux épisodes de rifting de la Pannotia), ne sont pas claires. D'une façon générale, la structure des bordures du bassin d'Ancenis reste mal comprise. La sédimentation de la série est en partie contrôlée par des failles normales ou décrochantes. L'ouverture et le remplissage sédimentaire syn-tectonique du bassin d'Ancenis post-datent les déformations ductiles syn-métamorphes de l'Armorique méridionale (voir ci-dessous L'évolution pré-orogénique : deux épisodes de rifting de la Pannotia). Du fait de sa forme en fuseau asymétrique et de la cinématique des failles bordières, le bassin d'Ancenis est interprété comme un pull-apart senestre, formé lors d'un mouvement de la faille de Nort-sur-Erdre au Tournaisien-Viséen. Cependant, un jeu dextre qui implique aussi des formations houillères du Serpukhovien-Bashkirien, appelées « Sillon Houiller de Basse Loire », est également connu sur la bordure septentrionale du bassin. Cet exemple illustre le fait que les décrochements tardi-varisques armoricains ont connu une histoire tectonique polyphasée.

Source - © 2008 D'après Faure et al. Figure 29. Coupe schématique du domaine ligérien 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.

Source - © 2003 D'après Bitri et al. Figure 30. Interprétation de la partie Nord du profil sismique Armor 2 converti en km, allant du domaine Sud-armoricain du Nord de la Vendée (complexe des Essarts) jusqu’à l’unité de Lanvaux du domaine Centre-Nord Armoricain FNE : faille de Nort-sur-Erdre, CSA : branche Sud du Cisaillement Sud Armoricain. D'après A. Bitri, M. Ballèvre, J.-P. Brun, J. Chantraine, D. Gapais, P. Guennoc, C. Gumiaux, C. Truffert, 2003. Imagerie sismique de la zone de collision hercynienne dans le Sud-Est du Massif armoricain (projet Armor 2/programme Géofrance 3D), Comptes Rendus Geoscience, 335, 13, 969-979.

L'ensemble des unités tectoniques du domaine ligérien est replacé sur une coupe d'échelle crustale (Fig. 29) qui fait apparaitre la faille de Nort-sur-Erdre comme une limite de plaque lithosphérique majeure. Les unités situées au Sud de la faille de Nort-sur-Erdre seront décrites dans le chapitre suivant traitant du domaine moldanubien. Un profil sismique du domaine ligérien (Fig. 30) montrant des cinématiques vers le Nord sur la marge méridionale de l'Armorica, sera commenté après l'examen de sa partie méridionale qui concerne le domaine moldanubien.