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

L'USG est l'unité la plus originale de l'édifice de nappes (Fig. 33, Fig. 34). C'est là que se rencontrent des alternances centimétriques à métriques de gneiss acides (leptynites) et d'amphibolites (métabasites ou roches volcano-clastiques basiques) appelées « complexe leptyno-amphibolique » (CLA) contenant des reliques métamorphiques de haute pression (éclogites et granulites). Certaines amphibolites à grenat sont des éclogites rétromorphosées dans lesquelles on retrouve parfois des textures magmatiques (gabbroïques ou doléritiques) indiquant une origine orthodérivée des protolithes. On connait également des masses hectométriques à kilométriques de péridotites serpentinisées. La partie supérieure de l'USG est constituée de migmatites (migmatites M_I), d'âge dévonien, résultant de l'anatexie des séries gneissiques ortho- et para-dérivées. D'une façon générale, l'USG se rencontre sous forme de klippes : Limousin central, synforme d'Uzerche, Haut Allier, Marvejols, Lévezou.

L'UIG, tectoniquement sous-jacente à l'USG, ne diffère guère du point de vue lithologique. Elle est constituée de paragneiss (métagrès, métagrauwackes) et de micaschistes (métapélites), formant l'encaissant de niveaux volcano-sédimentaires acides et basiques. Des métaconglomérats, transformés en gneiss œillés, affleurent en plusieurs endroits. Dans la région de Tulle, des alternances acides-basiques forment un complexe leptyno-amphibolique mais contrairement à ceux de l'Unité Supérieure des Gneiss, il ne contient pas de reliques métamorphiques de HP. Les micaschistes et paragneiss de l'UIG sont métamorphisés dans le faciès amphibolite à biotite, grenat, staurotide, disthène et sillimanite fibrolitique. Des agrégats quartzo-feldspathiques à biotite-muscovite-sillimanite indiquent des conditions métamorphiques de haute température pouvant aller jusqu'à l'anatexie. Ces roches métamorphiques constituent l'encaissant de nombreux plutons de granites alcalins à calco-alcalins, souvent porphyriques, transformés en orthogneiss. Les datations Rb-Sr sur roche totale, et U-Pb sur zircon montrent deux groupes d'âge pour ces protolithes. Le plus important, bien développé dans le Limousin, correspond à l'Ordovicien inférieur (480-460 Ma). Un autre groupe d'âge entre 560 et 520 Ma représente un épisode magmatique de l'Édiacarien-Cambrien inférieur.

L'UPA représente l'autochtone relatif chevauché par la précédente. Elle affleure dans les Cévennes centrales, la région du Haut Lot et la Châtaigneraie. À l'Ouest du Sillon Houiller, elle forme la partie la plus profonde du massif du Millevaches. Dans le Limousin, elle apparait au cœur des fenêtres de Sussac, de la Drone, de Saint-Goussaud, du plateau d'Aigurande, et de la Sioule, à l'Est du Sillon Houiller (Fig. 33). Lithologiquement, l'UPA se caractérise par l'abondance de micaschistes sériciteux et de micaschistes quartzo-feldspathiques. D'autres lithologies, quartzites, amphibolites, marbres, sont subordonnées. Du point de vue structural et métamorphique, l'UPA du Sud du MCF a connu seulement l'évènement D3 (voir ci-dessous Les évènements varisques stricto sensu), caractérisé par des cisaillements ductiles vers le Sud ou le Sud-Est contemporains d'un métamorphisme de faciès schiste vert à amphibolite inférieur. En revanche l'UPA du Nord du MCF a enregistré la déformation NO-SE (D2) synchrone d'un métamorphisme barrowien à biotite-grenat-staurotide.

Il n'existe aucun âge paléontologique dans l'UPA, mais l'étude des zircons dans les niveaux volcano-sédimentaires des Cévennes montre un pic d'âge entre 480 et 460 Ma suggérant qu'au moins une partie de la série est d'âge ordovicien. On identifie aussi des zircons d'âge édiacarien (vers 550 Ma) et cambro-ordovicien (vers 490 Ma), ainsi, la présence de formations d'âge cambrien et néoprotérozoïque ne peut pas être exclue. On peut donc considérer que l'UPA du MCF est constituée de séries détritiques d'âge cambro-ordovicien et probablement édiacarien, avec des intercalations volcaniques acides et basiques d'âge cambrien ou ordovicien inférieur et à dominante géochimique alcaline.

L'unité des plis-et-chevauchements occupe le Sud du Massif Central où elle forme les versants Sud et Nord de la Montagne Noire, le horst du Lodévois, et le Viganais dans les Cévennes méridionales. On ne la connait pas dans les massifs armoricain et vosgien. Lithologiquement, cet ensemble contient surtout des roches sédimentaires : calcaires, grès et argilites dont l'âge s'étale du Cambrien inférieur (possiblement de l'Édiacarien) jusqu'au Carbonifère inférieur (Serpukhovien). La plateforme carbonatée du Dévonien moyen à supérieur se rencontre dans le versant Sud de la Montagne Noire et dans les Pyrénées (voir ci-dessous Les Pyrénées varisques). La discordance du Dévonien inférieur (vers 415-410 Ma) marquée par des conglomérats et des grès contenant des minéraux lourds (grenat, tourmaline, zircon) transportés du Nord vers le Sud depuis des domaines plus internes du MCF s'accorde avec un évènement précoce « éo-varisque ». Le Silurien manque presque partout, sauf dans certains olistolithes près de Cabrières, et dans la région de Murasson dans les Monts de Lacaune, où il se caractérise par des calcaires à orthocères et des pélites noires.

On connait en outre dans le versant Nord de la Montagne Noire des métarhyolites (appelées « porphyroïdes »), des tufs acides, et des roches basiques – laves basaltiques ou intermédiaires, brèches volcaniques, pyroclastites, filons de dolérite et quelques gabbros intercalés dans les séries cambriennes ou ordoviciennes. Des granites porphyriques alcalins (massifs du Mendic, des Cammazes, de Plaisance) d'âge cambrien probable, transformés en orthogneiss lors de la tectonique carbonifère, développent une auréole de métamorphisme de contact. Les orthogneiss œillés, avec des protolithes d'âge ordovicien inférieur, sont également très développés dans la zone axiale de la Montagne Noire. Il est maintenant bien admis que dans le domaine moldanubien, il n'existe pas de socle, c'est-à-dire un ensemble cristallin déformé et métamorphisé préalablement à l'orogenèse varisque. Ainsi, parler de plutonisme « cadomien » pour désigner ces manifestations magmatiques est incorrect car on ne connait pas d'arguments en faveur d'une orogenèse d'âge néoprotérozoïque dans le Massif Central. Toutes les formations de l'unité des plis-et-chevauchements sont très faiblement métamorphisées dans le faciès prehnite-pumpellyite, mais un métamorphisme plus intense dans le faciès amphibolite apparait autour du dôme de la zone axiale de la Montagne Noire. Une situation analogue se retrouve dans les Pyrénées centrales et orientales (dômes de Bosost, du Canigou, etc… voir Les Pyrénées varisques).

Le versant Sud de la Montagne Noire est bien connu pour ses plis couchés pluri-kilométriques mis en place du Nord vers le Sud dans le bassin d'avant-pays, puis replissés par des plis droits formés lors de la mise en place du dôme de la zone axiale (pour plus de détail, voir l'article La géologie anté-permienne de la Montagne Noire). Dans son ensemble, l'unité des plis-et-chevauchements représente un domaine externe non-métamorphique de la chaine varisque, structuré en chevauchements imbriqués à vergence Sud. La structure la plus septentrionale de cette unité est la nappe de Saint-Salvi-de-Carcavès (Fig. 33).

Le bassin sédimentaire d'avant-pays affleure dans la partie Sud-Est de la Montagne Noire et se prolonge sous les sédiments mésozoïques et cénozoïques du Languedoc pour réapparaitre dans le massif du Mouthoumet au Sud de Carcassonne, puis dans les Pyrénées. Il est également connu en Sardaigne et dans l'ile de Minorque aux Baléares (Fig. 1, Fig. 2). Il est formé de turbidites (flyschs) d'âge viséen à serpukhovien, voire bashkirien, comportant des faciès chaotiques de type schistes à blocs avec slumps et olistolithes de taille métrique à kilométrique, provenant des formations plus septentrionales de l'unité des plis-et-chevauchements. Depuis Gèze (1949), les olistolithes les plus gros sont appelés les « écailles de Cabrières » (pour plus de détail, voir l'article La géologie anté-permienne de la Montagne Noire).

L'Unité de Thiviers-Payzac (UTP). Cette unité occupe la position la plus élevée de l'édifice de nappes du MCF. Elle surmonte tectoniquement l'USG, mais cette géométrie résulte de la superposition des évènements tectono-métamorphiques D1 et D2 (voir La succession des déformations compressives “épaississantes” D0-D3). Elle forme une bande allongée le long de la bordure Sud-Ouest du Massif Central, du Limousin au Quercy. Au-delà du Sillon Houiller, la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance, bien que lithologiquement comparable à l'unité para-autochtone, doit être rattachée à l'UTP sur la base de ses caractéristiques structurales et métamorphiques. Les formations volcano-sédimentaires acides sont très développées dans l'UTP. Dans la région de Thiviers, les méta-rhyolites, méta-ignimbrites et tufs appelés « porphyroïdes de Génis » appartiennent à l'UTP et non à l'unité de Génis. Dans la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance, on parle des « porphyroïdes de Réquista ». Les porphyroïdes de Vendée (Chantonnay, de Mareuil-sur-Lay), de Pornic, Belle Ile en Mer ou de Guérande sont comparables à ceux du Massif Central. Des méta-granites transformés en orthogneiss (Saut-du-Saumon et Corgnac dans le Limousin, d'Aynac dans le Quercy) forment des bandes allongées de 1 à 5 km et larges de quelques dizaines de mètres, intrusives dans les grès de Thiviers. Les âges Rb-Sr à 477 ± 22 Ma et à 361 ± 9 Ma, établis dans les orthogneiss du Saut-du-Saumon sont interprétés respectivement comme ceux du protolithe granitique et de la déformation régionale D2.

L'Unité de la Brévenne. Dans le Nord-Est du Massif Central (Fig. 33, Fig. 34), au Nord des Monts du Lyonnais et dans le Beaujolais, l'existence de laves basaltiques (parfois sous forme de pillow lavas), de diabases, gabbros, de péridotites serpentinisées, de roches volcano-sédimentaires basiques (grauwackes, grès à pyroxènes détritiques), de laves acides (kératophyres), de sédiments siliceux (argilites et radiolarites) est connue de longue date. Des amas sulfurés ont été anciennement exploités à Sain-Bel et à Chessy (cf. Les mines de cuivre de Chessy-les-Mines, (Rhône) [:] – Comparaison avec l'amas sulfuré voisin de Sain-Bel). Des granites albitiques sont également présents. Le chimisme tholéiitique des roches magmatiques s'accorde avec une série ophiolitique d'âge dévonien supérieur. L'âge des protolithes est mal contraint. Les kératophyres donnent un âge U/Pb sur zircon à 365 ± 10 Ma qui est probablement un âge minimum car les roches acides sont plus tardives que les roches basiques. Les formations de l'unité de la Brévenne sont déformées par la phase D2, à cinématique vers le Nord-Ouest et recouvertes en discordance par des grès du Viséen inférieur.

La série de la Somme et le Dévono-dinantien du Nord-Est du MCF. Cette série sédimentaire n'est connue que dans la partie Ouest du Morvan central. Il s'agit d'une succession de roches volcaniques (andésites, dacites, rhyodacites et rhyolites), et volcano-clastiques (grauwackes, conglomérats, pyroclastites, tufs), ainsi que d'amas sulfurés. La série de la Somme n'est ni métamorphique ni déformée ductilement, elle est datée paléontologiquement du Dévonien supérieur (Frasnien-Famennien, 380-370 Ma), mais le contact de base de la série avec son substratum n'est pas connu. Des galets calcaires, d'âge dévonien inférieur à moyen (Emsien à Givétien, 407-385 Ma), remaniés dans le Carbonifère suggèrent que la base de la série de la Somme pourrait atteindre le Dévonien moyen. Des gneiss, éclogites et migmatites, appartenant à l'USG, sont connus dans la région d'Autun, mais les relations entre ces roches métamorphiques et celles de la série de la Somme sont inconnues. Malgré l'absence d'arguments de terrain, on admet que les roches sédimentaires du Dévonien reposent en discordance sur ce substratum métamorphique. Les roches magmatiques présentent une signature géochimique calco-alcaline caractéristique d'un arc magmatique.

La série de la Somme est recouverte en discordance par des formations détritiques non métamorphiques et non déformées d'âge viséen inférieur et moyen composées de roches terrigènes et de calcaires.

La série des « Tufs anthracifères ». Cette formation n'existe que dans le Nord du Massif Central (Fig. 33), où elle affleure sous forme de deux “bandes” dans le Morvan septentrional au Nord d'Autun et dans la région de Roanne. Vers l'Ouest, la formation des « Tufs anthracifères » se prolonge dans la Montagne bourbonnaise, puis au Sud de la région de la Sioule, et dans le Limousin septentrional, où elle forme la partie la plus profonde du bassin de Bosmoreau-les Mines. Elle consiste en conglomérats à galets variés, notamment des fragments de roches métamorphiques et de granites, grès, silts avec des intercalations charbonneuses. Elle contient aussi des coulées volcaniques (rhyolites, dacites) et des filons de microgranite ou de dolérite. Elle est datée paléontologiquement du Viséen supérieur par des végétaux. Les datations radiométriques Rb/Sr et U/Pb vers 330 Ma confirment cet âge fini-carbonifère inférieur. La formation des « Tufs anthracifères » repose en discordance sur certains granites (par exemple le massif de Saint-Gervais-d'Auvergne dans la Sioule) et également sur la série d'arc de la Somme ou sur les ophiolites de la Brévenne. Cette formation est donc d'un marqueur chronologique essentiel pour l'évolution tectonique du Massif Central car dans le Nord du massif, elle scelle la déformation syn-métamorphe D2. Toutefois, il est important de noter que dans le Sud du MCF, la déformation D3 des unités para-autochtone et des plis-et-chevauchements est synchrone du dépôt de la formation des « Tufs anthracifères ».

Source - © 2008 D'après Faure et al. Figure 35. Schéma structural des massifs Armoricain, Central et des Vosges localisant les roches de haute pression et les données structurales et géochronologiques des évènements D0 et D1 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 - © 2008 D'après Faure et al. Figure 36. Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivis par l'Unité Supérieure des Gneiss, et l'Unité Inférieure des Gneiss lors des évènements éo-varisques D0 et D1 Lors de son exhumation, après le pic de pression (D0), l'USG connait une décompression adiabatique (proche d’isotherme) au cours de laquelle les lithologiques alumineuses (ortho- et paragneiss) connaissent une anatexie donnant naissance aux migmatites MI. L'UIG n'a connu qu'un pic de pression vers 0,12 GPa, puis une anatexie rétrograde lors de son exhumation. 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.

Le métamorphisme de HP et UHP (D0). Connues depuis la fin du XIX^e siècle, notamment par les travaux de Lacroix et de ses élèves, les roches de haute pression (HP) se rencontrent principalement dans les klippes formant l'Unité Supérieure des Gneiss (USG) du Massif Central (Fig. 35). Il s'agit de boudins de métabasites et plus rarement d'ultrabasites inclus dans des gneiss plagioclasiques (ou gneiss gris ou métagrauwackes) souvent migmatisés.

Les assemblages métamorphiques varient selon la lithologie du protolithe. Bien que souvent rétromorphosées en amphibolites à grenat, les métabasites sont passées dans le faciès éclogite (omphacite-quartz-rutile-zoïsite, disthène, coésite). Certaines roches se situent dans le faciès des granulites de haute pression (grenat-clinopyroxène, clinopyroxène-orthopyroxène-plagioclase-grenat).

On reconnait aussi des ultrabasites dont les plus grandes masses se trouvent dans la klippe de La Bessenoits en Rouergue, dans le Limousin central (La Lande, Merly), le Haut-Allier (Mont-Mouchet), les Monts-du Lyonnais (Bois-des-Feuilles). Il s'agit de lherzolites ou d'harzburgites très serpentinisées. Les péridotites du Bois-des-Feuilles dans les Monts du Lyonnais contiennent une paragenèse à grenat-spinelle. Contrairement au domaine Sud-Armoricain (voir ci-dessous), les roches du faciès des schistes bleus sont rares dans le Massif Central. Elles sont décrites en Rouergue dans la klippe de Najac.

Du fait de leur composition chimique et de leur degré d'hydratation, les roches quartzo-feldspathiques sont plus facilement rétromorphosées et les assemblages de HP ne sont pas bien identifiés. On observe des textures coronitiques de grenat autour de biotite ou de clinopyroxène cristallisé à partir de hornblende magmatique constituant des critères de reconnaissance de métamorphisme de HP développé à partir de protolithes magmatiques. Dans le Rouergue, la klippe du Vibal, appartenant à l'USG, contient un orthogneiss granodioritique d'âge cambrien qui est métamorphisé dans des conditions du faciès granulite de haute pression. Dans le Massif Armoricain, l'orthogneiss de la Picherais renferme aussi des assemblages de HP.

Des études détaillées ont permis de déterminer dans ces roches de haute pression des gradients géothermiques compris entre 7 et 15°C/km et un pic de pression de 3 GPa compatible avec un enfouissement à plus de 90 km (Fig. 36). Néanmoins, les trajets P-T sont ambigus car le synchronisme entre les pics de pression (P_max) et de température (T_max) n'est pas établi. Les éclogites du Massif Central indiquent des conditions de P_max comprises entre 2 et 3 GPa et de T_max entre 700 et 750°C. Les granulites de HP atteignent des valeurs de 1,5 GPa et 800-850°C. On peut donc proposer qu'après avoir passé le pic de pression, certaines éclogites ont été partiellement réchauffées. Ces conclusions s'appliquent également aux roches de HP du Massif Armoricain. Actuellement, il existe très peu de données sur les microstructures planaires ou linéaires développées dans les éclogites pendant l'évènement D0.

L'âge de l'évènement précoce de HP, D0, encore appelé éo-varisque, reste discuté. Dans le Sud-Est du Massif Central, les datations U-Pb sur des populations de zircons éclogitiques indiquent des âges à 415 ± 6 et 432 ± 20 Ma. Dans le Limousin, une datation de monograins de zircon par la méthode U-Pb, (ICP-MS) donne un âge à 421 ± 10 Ma. Un travail récent sur une éclogite du Limousin donne des âges U-Pb ICP-MS sur zircon à 405 ± 2 Ma. Le chronomètre Sm-Nd sur des métagabbros de la klippe de La Bessenoits fournit un âge à 408 ± 7 Ma et un âge Pb-Pb, par la méthode d'évaporation de zircon à 413 ± 23 Ma. Le cœur de monazites donne un âge U-Th-Pb à 415 ± 15 Ma. Des éclogites rétromorphosées de la klippe de Najac ont cependant fourni des âges isochrones Lu-Hf et Sm-Nd respectivement de 383 ± 1 et 377 ± 3 Ma, alors que l'âge de l'apatite tardive cristallisée dans les fractures de grenat est de 369 ± 13 Ma.

Les méthodes géochronologiques les plus modernes indiquent plutôt des âges du Dévonien supérieur - Carbonifère inférieur. L'interprétation des données géochronologiques reste toutefois toujours délicate car le comportement des chronomètres isotopiques dans les minéraux vis-à-vis de la déformation et des fluides hydrothermaux reste très mal appréciée. Il est difficile de déterminer si les âges obtenus reflètent bien le pic de pression ou indiquent déjà un intervalle temporel rétrograde du trajet P-T. En particulier, les âges aux alentours de 380 Ma des éclogites de Najac pourraient dater leur exhumation, car les calculs des isochrones Lu-Hf et Sm-Nd prennent en compte la hornblende cristallisée lors de la rétromorphose des roches de HP. Il est intéressant de noter que ces âges du Dévonien supérieur (385-375 Ma) et du Carbonifère inférieur (vers 360 Ma) sont similaires à ceux obtenus respectivement pour les évènements tectono-métamorphiques D1 et D2.

L'évènement de MP/MT (D1), 385-375 Ma. L'exhumation de la racine crustale de la chaine éo-varisque enfouie à des profondeurs mantelliques lors de l'évènement D0 est accommodée par des phénomènes structuraux, métamorphiques et anatectiques regroupés sous le terme d'évènement D1. Structuralement, D1 est le premier évènement identifié sur le terrain par la foliation majeure, S1, souvent à faible pendage et la linéation minérale et d'allongement, L1, orientée NE-SO, associée à une cinématique de la partie supérieure vers le Sud-Ouest (Fig. 35). Dans le Massif Central, L1, reconnue à la fois dans l'USG et l'UIG, est interprétée comme l'indication du chevauchement de l'USG sur l'UIG (Monts du Lyonnais, plateau d'Aigurande, Limousin, Sioule, Haut Allier, Artense, Rouergue).

Les métabasites du complexe leptyno-amphibolique de l'USG connaissent une décompression isotherme (Fig. 36). Les éclogites et les granulites de HP sont rétromorphosées en amphibolites à grenat et en amphibolites banales. Les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur amphiboles donnent des âges compris entre 379 et 385 Ma pour cette rétromorphose.

En revanche, les roches pélitiques (paragneiss et micaschistes) et quartzo-feldspathiques (orthogneiss) hydratées sont partiellement fondues pour donner naissance à des migmatites à biotite-sillimanite-muscovite±grenat±cordiérite, appelées « migmatites M_I » (Fig. 36). Des restites d'orthogneiss encore reconnaissables dans certaines migmatites témoignent de l'histoire polyphasée de l'UIG et de l'USG. Il s'agit des granites d'âge cambrien ou ordovicien, mis en place lors des phases de rifting pré-orogénique, qui ont été déformés et orthogneissifiés lors des évènements D0 et D1, puis partiellement fondus à la fin de D1. À de très rares exceptions, comme la métagranodiorite de Pomeyrols dans la klippe du Vibal en Rouergue, ou l'orthogneiss de La Picherais dans le complexe de Champtoceaux, les orthogneiss n'ont pas conservé la trace de l'évènement D0. Cette absence peut être due soit à une oblitération complète des paragenèses de HP, soit au fait que ces roches n'ont effectivement jamais été profondément subductées dans les conditions du faciès éclogite. Si cette dernière interprétation est acceptable pour l'UIG, elle est difficilement recevable pour l'USG car orthogneiss et métabasites appartiennent au même ensemble magmatique bimodal contemporain du rifting pré-orogénique. Dans les premiers stades de l'anatexie M_I, la présence de grenat et de feldspath potassique, la déstabilisation du disthène en sillimanite et du rutile en ilménite et l'absence de muscovite primaire traduisent des conditions de pression de 0,9 à 1 GPa et de température de 700 à 750°C. La fusion se poursuit ensuite dans des conditions de plus basse pression et température, respectivement de 0,4-0,6 GPa et 650-700°C au fur et à mesure de l'exhumation de l'USG et de l'UIG. Les données radiométriques U-Pb sur zircon et Rb-Sr sur roche totale et minéraux indiquent des âges compris entre la fin du Dévonien moyen (Givétien) vers 386 Ma et le début du Dévonien supérieur (Frasnien) vers 375 Ma. Les migmatites M_I du Morvan, contiennent des amphibolites à grenat, des éclogites rétromorphosées, des péridotites à spinelle. Ces roches affleurent près d'Autun à proximité de la série sédimentaire et volcanique dévonienne (Frasnien, environ 380 Ma) de la Somme. Ces observations suggèrent que l'UIG et l'USG étaient placées dans les conditions supracrustales dès la fin du Dévonien. Les modélisations numériques indiquent que l'anatexie qui accompagne l'exhumation d'une croute continentale se déclenche environ 20 à 30 Ma après le pic de pression. Cet intervalle de temps s'accorde bien avec le cycle éo-varisque, rifting ordovicien inférieur – subduction continentale fini silurienne à éo-dévonienne – exhumation dévonienne, décrit ci-dessus.

Source - © 2005 D'après Faure et al. Figure 37. Schéma structural des Massifs Armoricain, Central et des Vosges localisant les données structurales, magmatiques et géochronologiques de l'évènement D2 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

Source - © 2005 D'après Faure et al. Figure 38. Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivi par les Unités Supérieure des Gneiss, Inférieure des Gneiss, Para-autochtone et de Thiviers-Payzac pendant l'évènement D2 et plutonisme de type Guéret, tardi-Guéret 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

L'évènement de MP/MT (D2), 360-350 Ma. L'évènement D2 est bien identifié dans tout le Massif Central de sorte qu'il a parfois été considéré, à tort, comme le seul évènement responsable de son évolution tectono-métamorphique (Fig. 37). Il est reconnu dans toutes les unités litho-structurales, à l'exception de l'unité para-autochtone du Sud-Est du MCF (Cévennes, Albigeois méridional) et de celle des plis-et-chevauchements (Montagne Noire, Viganais). Pétrographiquement, le métamorphisme D2 est bien enregistré dans les protolithes alumineux. Les micaschistes à biotite-grenat-staurotide±disthène sont les roches les plus représentatives. Cet assemblage barrowien prograde indique des conditions thermo-barométriques de 600 à 750°C et 0,6-0,9 GPa (Fig. 38). Une linéation minérale et d'allongement systématiquement orientée NO-SE, associée à une cinématique vers le Nord-Ouest de la partie supérieure est l'élément structural caractéristique de l'évènement D2 (Fig. 37). Le métamorphisme inverse caractéristique de l'évènement D2 ne sera pas discuté ici (voir pour cela l'article Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 2/3 – Évènements tectono-métamorphiques successifs).

Les datations radiométriques ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur biotite, muscovite et amphibole dans la série du Lot donnent des âges compris entre 358 ±4 Ma et 340 ±4 Ma. Des âges comparables, autour de 350-346 Ma, sont mesurés sur les biotites de l'orthogneiss du Pinet, dans la série du Lot, et dans les Monts du Lyonnais. Un âge ³⁹Ar/⁴⁰Ar à 354 ±5 Ma sur biotite et muscovite a également été obtenu dans la série du Chavanon. Les monazites synfoliales contemporaines du métamorphisme barrowien fournissent des âges chimiques U-Th-Pb identiques dans les barres d'erreur, compris entre 365 ±5 et 357 ±4 Ma dans le Sud Limousin. Dans la série de la Sioule, les âges U-Th-Pb sur monazite varient entre 363 ±5 et 351 ±5 Ma.

Les ophiolites de la Brévenne sont déformées ductilement lors de leur charriage vers le Nord-Ouest sur les gneiss d'Affoux, formés de paragneiss, d'orthogneiss et de migmatites contenant des blocs d'amphibolites à grenat. Ces roches, équivalentes à l'Unité Supérieure des Gneiss, ont connu une rétromorphose pendant leur exhumation avant la tectonique responsable du charriage ophiolitique. Cette observation est un argument important pour montrer que la mise en place des ophiolites de la Brévenne relève d'une tectonique plus récente que celle responsable d'une partie des évènements tectono-métamorphiques reconnus dans l'USG et l'UIG, attribuée à D1. Les métagabbros et métabasaltes sont mylonitisés, selon une linéation d'allongement SE-NO. Cette déformation syn-métamorphe est rapportée à l'évènement D2 car elle est scellée par la discordance du Viséen inférieur au Goujet (Fig. 37).

Dans le Sud Limousin, l'empilement de l'USG sur l'UIG est replissé par l'antiforme de Tulle et le synforme d'Uzerche (Fig. 37). Ces unités montrent deux orientations de linéation. La famille précoce de direction NE-SO est contemporaine d'un métamorphisme à biotite-muscovite-plagioclase±sillimanite associé à une cinématique vers le Sud-Ouest. Elle est à rattacher à l'évènement D1. La seconde famille de direction NO-SE et à cinématique vers le Nord-Ouest est contemporaine d'un métamorphisme barrowien à biotite-grenat±staurotide attribuée à l'évènement D2.

Les unités de Thiviers-Payzac et de Génis, montrent une foliation subverticale et une linéation d'allongement subhorizontale formée lors du jeu senestre du décrochement d'Estivaux (Fig. 37). L'ensemble des formations de l'unité de Thiviers-Payzac est métamorphisé dans le faciès amphibolite lors de l'évènement D2. Le granite Tournaisien d'Estivaux est déformé lors de sa mise en place.

Plus généralement, les granites syncinématiques, à biotite±cordiérite de type Guéret présentent une orientation préférentielle magmatique, caractérisée par une foliation plate et une linéation NO-SE compatible avec l'évènement D2. Ces plutons, datés à 355 ±5 Ma (zircon, U-Pb, ICP-MS), se sont mis en place à la fin de l'évènement D2. Ces âges tournaisiens sont en bon accord avec les données stratigraphiques puisque le granite de Guéret et, à l'Est du Sillon Houiller, le massif de Saint-Gervais d'Auvergne et son encaissant métamorphique de la Sioule sont recouverts en discordance par des formations du Viséen inférieur (345-340 Ma), puis par les formations volcano-sédimentaires des « Tufs anthracifères » du Viséen supérieur (330 Ma). D2 est également reconnu dans le Sud du Massif Armoricain : Vendée, complexe de Champtoceaux, et domaine littoral Sud-Armoricain (voir chapitres suivants).

À l'échelle crustale, l'évènement D2 pourrait être interprété comme un déplacement vers l'Est de l'unité para-autochtone et de son substratum inconnu par rapport à l'UIG et l'USG déjà structurées lors de l'orogenèse éo-varisque. Ce serait donc une sorte de sous-charriage. L'évènement D2 est la phase majeure de l'orogenèse varisque correspondant à la collision entre Laurussia au Nord et Gondwana au Sud. Il correspond à ce qui est reconnu dans le Massif Armoricain sous le nom de « phase bretonne ». La discussion approfondie de ce phénomène sera considérée dans le chapitre suivant Le domaine moldanubien en Armorique méridionale).

L'évènement de BP/BT (D3), 345-320 Ma. L'évènement tectono-métamorphique D3 est le dernier qui accommode un épaississement de la marge gondwanienne dans le Massif Central, après la collision varisque réalisée lors de la phase D2. L'évènement D3 est localisé dans le Sud du Massif Central.

Dans le Nord du Massif Central, au Nord du pluton de la Margeride, les roches déjà structurées et métamorphisées par les évènements précoces, D0, D1 et D2, sont souvent rétromorphosées dans le faciès des schistes verts pendant D3. Dans le Nord Limousin (massif de Guéret), la Sioule, le Morvan, les Vosges, les séries métamorphiques ont déjà été exhumées dès le Viséen inférieur. La formation d'âge viséen supérieur des « Tufs anthracifères » (Fig. 33) est un marqueur essentiel pour décrypter l'évolution tectono-métamorphique de la chaine varisque.

L'évènement compressif D3 est bien développé dans les Cévennes, la Châtaigneraie, le Rouergue occidental et le Sud Millevaches (Fig. 33). Dans les Cévennes, la foliation à faible pendage Nord, porte une linéation d'allongement L3, Nord-Sud à N50E, exprimée dans les niveaux quartzo-feldspathiques ou les métaconglomérats. Les critères cinématiques indiquent majoritairement un cisaillement de la partie supérieure vers le Sud (ou vers le Sud-Ouest). Ces déformations ductiles syn-métamorphes sont contemporaines de l'empilement d'unités litho-tectoniques. Les micaschistes de l'unité para-autochtone des Cévennes ont connu un métamorphisme de BP/BT dans les faciès des schistes verts et amphibolite inférieur, croissant du Sud-Est vers le Nord-Est. Les conditions thermo-barométriques estimées sont de 450 à 580°C et 0,3 à 0,6 GPa. En outre, l'existence de biotite et de grenat post-foliaux suggèrent que l'unité para-autochtone des Cévennes a connu un poly-métamorphisme. Le métamorphisme D3, synchrone de l'épaississement a été en partie effacé par un évènement thermique post-nappe. À l'Est de la faille de Villefort, les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur biotite et muscovite indiquent des âges compris entre 340 et 325 Ma, considérés comme ceux du métamorphisme D3. Dans l'Albigeois et le Viganais, la déformation ductile à cinématique vers le Sud est contemporaine d'un métamorphisme de faciès schiste vert. Dans les micaschistes, des mesures de la cristallinité du graphite par spectrométrie Raman donnent des températures d'environ 300-400°C.

L'unité des plis-et-chevauchements, tectoniquement sous-jacente à l'unité para-autochtone, est déformée par des plis à vergence Sud, parfois syn-schisteux, mais quasiment exempts de métamorphisme (faciès prehnite-pumpelliyte ). Les plis couchés du versant Sud de la Montagne Noire sont les structures emblématiques des déformations D3 dépourvues de métamorphisme associé (pour plus de détail voir l'article La géologie anté-permienne de la Montagne Noire (Sud du Massif Central)). Dans les séries paléozoïques du versant Sud de la Montagne Noire, les températures mesurées par la cristallinité de l'illite, la couleur d'altération des conodontes, les inclusions fluides et la cristallinité de la matière organique par spectrométrie Raman sont de l'ordre de 250 à 300°C. Ces températures anchizonales obtenues dans des pélites carbonées du Paléozoïque du versant Sud de la Montagne Noire ne sont pas directement liées aux plis couchés, mais plutôt à la mise en place du dôme granitique et migmatitique de la zone axiale qui se développe à la fin ou après l'évènement D3.

L'âge de l'évènement D3 évolue du Nord vers le Sud. À Marvejols, la zone mylonitique qui jalonne le contact chevauchant de l'USG sur l'UIG contient des boudins de pegmatite datée du Viséen à 345 ±10 Ma. Dans les Cévennes, les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar donnent des valeurs comprises entre 340-330 Ma pour des biotites et muscovites de la Cézarenque, et 325-320 Ma pour des biotites de la métadiorite d'Aire-de-Côte et des muscovites dans la série micaschisteuse. Ainsi dans les Cévennes centrales, un âge autour de 325 Ma pour la déformation syn-métamorphe D3 est probable. En Montagne Noire, l'âge de la tectonique syn-sédimentaire est fixé par celui des turbidites dans lequelles se mettent en place les plis couchés au Serpukhovien ou au Bashkirien (320-315 Ma).

L'évènement D3 n'est pas décrit dans les Vosges centrales et méridionales et dans le domaine Sud-Armoricain (sauf peut-être vers Brétignolles, au Nord des Sables d'Olonne). En revanche, dans les Pyrénées, les plis couchés impliquant des flyschs du Viséen-Serpukhovien sont à rapporter à cet évènement (voir ci-dessous Les Pyrénées varisques – La tectonique des ensembles sédimentaires).

Outre le complexe de Champtoceaux décrit plus haut (cf. ci-dessus La suture éo-varisque et le complexe de Champtoceaux), des roches de haute pression sont connues en plusieurs endroits du domaine Sud-Armoricain. Du Nord-Ouest au Sud-Est, il s'agit du complexe de la baie d'Audierne, l'ile de Groix, l'unité du Bois-de-Céné, et le complexe des Essarts. Les études thermo-barométriques conduisent à distinguer deux types d'unités selon leur maximum de température atteint au cours de la subduction (Fig. 40).

Source - © 2020 Michel Faure Figure 41. Trajets P-T-t des unités de haute pression du domaine Sud-Armoricain D'après V. Bosse, G. Féraud, M. Ballèvre, J.-J. Peucat, M. Corsini, 2005. Rb–Sr and 40Ar/39Ar ages in blueschists from the Ile de Groix (Armorican Massif, France): Implications for closure mechanisms in isotopic systems, Chemical Geol., 220, 1-2, 21-45 M. Ballevre, J. Marchand, 1991. Zonation du métamorphisme éclogitique dans la nappe de Champtoceaux (Massif armoricain, France), C.R. Acad Sci. Paris, II, 312, 705-711 G. Godart, 2001. The Les Essarts eclogite-bearing metamorphic Complex (Vendée, Southern Armorican Massif): Pre-Variscan terrains in the Hercynian belt?, Géologie de la France, 1-2, 19-52

Source - © 1997 D'après Guerrot et al. Figure 42. Carte de la partie occidentale du domaine Sud-Armoricain, de la baie d'Audierne à Qimperlé Simplifié d'après C. Guerrot, F. Béchennec, D. Thiéblemont, 1997. Le magmatisme paléozoïque de la partie nord-ouest du domaine sud-armoricain : données géochronologiques nouvelles, C.R. Acad Sci. Paris, IIA, 324, 12,977-984

Le complexe de la baie d'Audierne.

À l'extrémité Nord-occidentale du domaine Sud-Armoricain, le complexe de la baie d'Audierne, au Sud de la Pointe du Raz, expose des unités métamorphiques (Fig. 16, Fig. 42). Du fait des conditions d'affleurement limitées entre des granites à deux micas déformés par le cisaillement Sud-Armoricain au Sud de Quimper et des granites non déformés vers Pont-l'Abbé, cet ensemble est difficile à replacer dans l'architecture de nappes du domaine Sud-Armoricain. Cependant sa position septentrionale conduit à le situer à proximité de la suture éo-varisque. Toutes les formations du complexe de la baie d'Audierne présentent une foliation à pendage Nord. Du haut en bas de la pile, soit du Nord au Sud, on reconnait l'unité des micaschistes de Penhors avec de rares intercalations basiques séparées par un contact tectonique renfermant des boudins d'éclogite, d'orthogneiss datés à 470 ±7Ma et des micaschistes à grenat-disthène, qui chevauchent une unité métamorphique plus variée. Cette dernière est formée i) de serpentinites, ii) d'amphibolites (Peumerit) à plagioclase-grenat dérivées de métagabbros dont des zircons ont livré des âges U-Pb à 384 ±6 Ma, iii) des roches volcaniques et volcano-sédimentaires basiques à albite-épidote-actinote-chlorite (Trégoat), iv) de micaschistes à grenat-chloritoïde (Trégoat), v) de l'orthogneiss de Plonéour-Lanmeur daté sur zircon à 498 ±14 Ma par la méthode Pb/Pb, vi) des miscaschistes et métavolcanites de Nerly. Les amphibolites de Peumerit sont des métagabbros dont certains, bien que rétromorphosés en amphibolite à grenat, préservent des reliques d'éclogite et de granulite de haute pression.

La klippe de l'ile de Groix.

Cette région est un site emblématique de la chaine varisque car son littoral expose remarquablement le plus vaste ensemble de schistes bleus de France (Fig. 40) (cf., par exemple, Les glaucophanites de l'île de Groix ou encore Les plages de l'ile de Groix (Morbihan) : diversité des roches métamorphiques associées à la subduction de l'océan Galice – Massif Central). L'ile de Groix est constituée de micaschistes, de roches volcano-sédimentaires basiques (tufs, silts) et de métabasites (gabbros, basaltes). Les protolithes des glaucophanites de l'ile de Groix sont interprétés comme des fragments de sédiments et de croute océanique obductés pendant la tectonique varisque. Des roches de haute pression retrouvées en dragages autour de l'ile suggèrent que les schistes bleus occupent une plus grande superficie que celle actuellement émergée.

L'ile de Groix est interprétée comme une klippe de roches de haute pression-basse température avec des paragenèses à glaucophane-grenat-épidote-lawsonite. Elle est subdivisée en un domaine occidental inférieur moins métamorphique et un domaine oriental supérieur de plus haute pression séparés par l'isograde du grenat. Les conditions thermo-barométriques calculées à partir des métapélites et des métabasites à grenat-lawsonite-épidote de la klippe de l'ile de Groix sont comprises entre 400-450°C et 1,4 et 1,6 GPa pour l'unité inférieure et entre 450-500°C et 1,6-1,8 GPa pour l'unité supérieure (Fig. 41). Les micaschistes de HP sont ensuite rétromorphosés dans des conditions quasi-isothermes pendant une exhumation syntectonique pour atteindre des conditions de basse pression d'environ 0,4 GPa du faciès des schistes verts.

Les métabasites de l'ile de Groix portent une linéation d'allongement orientée NO-SE associée à deux phases de déformation. La première, contemporaine du métamorphisme de HP, est caractérisée par un cisaillement ductile vers le Sud-Est. Les célèbres plis en fourreaux se développent également lors de cette phase. La seconde déformation, synchrone de la rétromorphose dynamique dans le faciès des schistes verts pendant l'exhumation des roches de HP, est associée à une cinématique vers le Nord-Ouest. Les schistes bleus de l'ile de Groix ont fait l'objet de datations multiméthodes U-Pb, Rb-Sr et ³⁹Ar/⁴⁰Ar. Les premières mesures sur zircon détritiques indiquent des âges à 422 ±16 Ma et 399 ±12 Ma. En revanche, les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar et Rb-Sr fournissent des âges entre 370-360 Ma pour la phase de HP et de 350-345 Ma acquis lors du trajet rétrograde des unités de HP pendant leur exhumation.

La klippe du Bois-de-Céné.

Les glaucophanites à grenat-lawsonite-épidote de la klippe du Bois-de-Céné (Fig. 40, Fig. 43) ont été métamorphisées dans le faciès des schistes bleus à épidote dans des conditions thermo-barométriques de 500°C et 1,1 GPa. Du fait des médiocres conditions d'affleurement, il existe très peu de données structurales sur cette klippe.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 43. Coupe schématique du domaine Sud-Armoricain dessinée d’après les données de surface

BN CSA : branche Nord du cisaillement Sud-Armoricain, BS CSA : branche Sud du cisaillement Sud-Armoricain.

Le complexe métamorphique des Essarts.

L'existence de roches de HP dans cette unité vendéenne est connue depuis 1830 (Fig. 40). Le complexe des Essarts forme une lanière comprise entre deux décrochements dextres du systèmes Sud-Armoricain, son prolongement en rive droite de la Loire est mal défini du fait des mauvaises conditions d'affleurement. La plupart des roches basiques sont des amphibolites avec ou sans grenat, issues de la rétromorphose d'éclogites. Ces éclogites ont préservé des assemblages de HP et HT à grenat-omphacite-rutile et certaines roches, notamment autour du lac de Grandlieu, contiennent de spectaculaires grenats pluri-centimétriques. Les études thermo-barométriques indiquent des conditions de 650-750°C et 1,6 GPa, mais le pic de pression pourrait atteindre 2 GPa. Un âge U-Pb sur zircon à 436 ±15 Ma a été interprété comme celui du métamorphisme éclogitique. Cependant d'autres études U/Pb plus récentes ne confirment pas cet âge. Les zircons analysés donnent des âges à 467 ±8 Ma et 487 ±12 Ma interprétés comme ceux de la mise en place des protolithes.

Outre les éclogites dérivées de protolithes gabbroïques, le complexe des Essarts contient des orthogneiss œillés, issus de granites porphyriques à tendance alcaline. L'orthogneiss de Mervent forme le massif le plus important qui s'étend sur près de 80 km. L'intense déformation décrochante dextre d'âge carbonifère supérieur a oblitéré les relations primaires entre les roches basiques et les intrusifs granitiques. Cependant la présence de reliques de métamorphisme de HP dans les orthogneiss conduit à regrouper ces roches dans la même unité des Essarts (on parle parfois de l'unité des Essarts-Mervent) qui s'apparente au complexe de Champtoceaux du domaine ligérien et à l'Unité Supérieure des Gneiss du Massif Central. La datation Rb/Sr sur roche totale de l'orthogneiss de Mervent donne un âge à 446 ±22 Ma interprété comme celui du granite initial. Le complexe des Essarts présente aussi des paragneiss et des micaschistes métamorphosés dans le faciès des amphibolites. Ces roches, dépourvues de métamorphisme éclogitique probablement à cause d'une intense rétromorphose, sont considérées comme l'encaissant des éclogites.

Certains gneiss contiennent des paragenèses à biotite-grenat-cordiérite ±sillimanite témoignant d'un évènement, de haute température et basse pression. Les conditions thermo-barométriques du métamorphisme antérieur à l'éclogitisation sont estimées à 770°C et 0,5 GPa (Fig. 41). Dans ces mêmes roches, les conditions du métamorphisme de HP sont estimées à 650-700°C et 1,65 GPa. Ce métamorphisme de HT précoce anté-éclogitique, peut être considéré comme la trace d'un évènement de HT pré-varisque. En outre, les orthogneiss contiennent des couronnes réactionnelles à grenat-phengite-rutile cristallisées autour de biotite magmatique. L'interprétation la plus probable de ces données pétrologiques est que les protolithes du complexe des Essarts ont préservé un métamorphisme de HT (de contact) contemporain de la mise en place des granites lors du rifting ordovicien (voir la partie L'évolution géodynamique de la chaine varisque).

L'unité de Saint-Martin-des-Noyers forme une étroite lanière qui se développe au Sud du complexe des Essarts, au Sud-Est de Mervent (Fig 44). Cette unité est essentiellement composée d'amphibolites à grenat présentant des affinités géochimiques de basaltes et dolérites tholéiitiques et plus rarement de métarhyolites, de métadacites et de micaschistes à grenat-chlorite. Les roches de l'unité de Saint-Martin-des-Noyers n'ont jamais connu de métamorphisme éclogitique, mais des assemblages à grenat-hornblende barroisitique (amphibole calco-sodique ayant la même signification que la glaucophane) permettent d'établir des conditions métamorphiques de MP/MT à 0,7-0,8 GPa et 500-600°C. Elles doivent donc être distinguées du complexe des Essarts. Sur la base de leurs caractères géochimiques, les métabasites ont été interprétées comme formées dans un contexte de magmatisme d'arc. Malgré une verticalisation générale de la foliation due aux décrochements tardifs, il semble que le complexe éclogitique des Essarts surmonte tectoniquement l'Unité de Saint-Martin-des-Noyers, mais le détail des structures et le contexte tectonique régional de cette unité reste encore mal compris.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 44. Schéma structural de la Vendée et du domaine ligérien

D'après

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

M. Colchen, P. Rolin, 2001. The Hercynian belt in Vendée, Géologie de la France, 53-85

Les unités de haute pression chevauchent une unité sous-jacente constituée de métapélites, paragneiss, orthogneiss et métabasites. Dans la partie basale de cette unité, on reconnait une formation remarquable de rhyolites, tufs acides et ignimbrites, caractérisée par des porphyroclastes centimétriques de feldspath potassique ou « porphyroïdes » d'âge ordovicien inférieur. Cette unité intermédiaire est parfois appelée la « nappe des porphyroïdes » ou encore « la nappe de Saint-Gilles ». Les porphyroïdes sont très développés en Vendée, dans l'estuaire de la Loire (Pornic, Guérande) ou à Belle-Ile. Toutes ces roches ont connu un métamorphisme barrowien de MP/MT. Malgré l'importante rétromorphose locale (par exemple à Saint-Gilles), les paragenèses à biotite-grenat-staurotide ±disthène sont fréquentes dans les micaschistes, par exemple dans les séries de la Vilaine, de Belle-Ile ou de Vendée. Les conditions thermo-barométriques varient selon les régions, mais globalement elles sont comprises respectivement entre 500-600°C et 0,5-0,8 GPa. Structuralement, l'unité intermédiaire est caractérisée par la présence d'une spectaculaire linéation minérale et d'allongement orientée Est-Ouest, très pénétrative et très bien exprimée par l'allongement des porphyroclastes de quartz et de feldspath dans les porphyroïdes. La cinématique associée à la linéation d'allongement indique un cisaillement vers le Nord-Ouest.

À l'échelle du domaine moldanubien français, cette unité intermédiaire évoque l'Unité Inférieure des Gneiss par son contenu lithologique et métamorphique. Notamment les porphyroïdes de Vendée et de Bretagne méridionale sont comparables à ceux connus dans le Sud Limousin (porphyroïdes de Génis), du Rouergue et de l'Albigeois. Les caractéristiques structurales et métamorphiques de cette unité sont identiques à l'évènement D2 décrit dans le Massif Central (Fig. 37). En outre, on peut reconnaitre, par exemple à l'ile d'Yeu, un évènement plus ancien que D2 représenté notamment par des linéations subméridiennes associées à un cisaillement vers le Sud et contemporaines d'un métamorphisme de moyenne pression à disthène qui devrait être corrélé avec l'évènement D1 du Massif Central.

Cette unité forme la partie la plus profonde de l'édifice de nappes du domaine Sud-Armoricain. Elle affleure en Vendée littorale, entre Brétignolles et les Sables d'Olonne (Fig. 40, Fig. 44). La partie supérieure et septentrionale de la série, vers Brétignolles, expose des roches peu métamorphiques mais très déformées (Fig. 45A). On rencontre des radiolarites noires d'âge silurien, des lentilles de calcaire recristallisé et des grès et microconglomérats ordoviciens. Des pélites rouges et noires, à lits arkosiques, renferment des nodules phosphatés ayant livré des conodontes et radiolaires du Tournaisien. La diversité lithologique et la forme en blocs de certaines roches suggèrent qu'il s'agit d'un olistostrome à matrice d'âge tournaisien. Le sommet de la série est constitué d'alternances flyschoïdes de bancs de grès arkosiques et de pélites turbiditiques supposées d'âge viséen.

La partie méridionale de la série des Sables d'Olonne est composée des micaschistes, arkoses et métaconglomérats et quartzites dont le domaine le plus profond est constitué d'un orthogneiss migmatitique recoupé par un granite à biotite (granite du Puy d'Enfer) et un réseau dense de filons de pegmatites et d'aplites plissés ou boudinés selon leur position par rapport aux axes de déformation (Fig. 45B).

Source - © 1989 - 2001 D'après Colchen et Poncet - Colchen et Rolin Figure 45. Coupes dans l'unité inférieure du domaine Sud-Armoricain, Brétignolles - Sables d'Olonne A : Coupe de l'estran de Brétignolles au contact entre l'Unité intermédiaire (nappe des porphyroïdes et schistes de Saint-Gilles) et l'Unité inférieure (partie supérieure de la série des Sables d’Olonne). La formation à blocs (olistrostrome de Brétignolles) est datée du Tournaisien par radiolaires et conodontes. Les grès feldspathiques flyschoïdes sus-jacents sont supposés du Tournaisien. L'ensemble de la série est peu métamorphique mais sévèrement déformée par deux phases de plissement. M. Colchen, D. Poncet, 1989. Présence, dans la série paléozoïque de Brétignolles-sur-Mer (Vendée, sud du Massif Armori-cain), d'une formation à blocs et olistolites d'âge Dinantien. Conséquences géodynamiques. C.R. Acad. Sci. Paris, II, 309, 1503-1507 B : Coupe de la partie méridionale de la série des Sables d'Olonne avec les principaux minéraux métamorphiques formés soit pendant l'anatexie et le dôme migmatitique soit pendant l’évènement D2. D'après M. Colchen, P. Rolin, 2001. The Hercynian belt in Vendée, Géologie de la France, 53-85

Source - © 2020 Michel Faure Figure 46. Carte du métamorphisme autour du dôme des Sables d'Olonne D'après J.C. Goujou, 1992. Analyse pétro-structurale dans un avant-pays mé́tamorphique : influence du plutonisme tardi-orogénique varisque sur l'encaissant épi- à mé́sozonal de Vendée. Doc. BRGM 216, 347p. F. Cagnard, D. Gapais, J.-P. Brun, C. Gumiaux, J. Van den Driessche, 2004. Late pervasive crustal-scale extension in the south Armorican Hercynian belt (Vendée, France), J. Struct. Geol. 26, 3, 435-449

Source - © 2 D'après Figure 47. Âges chimiques U-Th-Pb sur monazite des migmatites du domaine Sud-Armoricain (Quimperlé, Auray, Morbihan, Vilaine, Saint-Nazaire, Les Sables d'Olonne, La Roche-sur-Yon) et de granites à deux micas tardi-migmatitiques (Ploemeur, Carnac, Quiberon) Les âges les plus anciens sont probablement dus à des grains hérités. L'âge moyen des migmatites est de 325-32 Ma, celui des granites de 320-318 Ma. D'après R. Augier, F. Choulet, M. Faure, P. Turrillot, 2015. A turning-point in the evolution of the Variscan orogen: the ca. 325 Ma regional partial-melting event of the coastal South Armorican domain (South Brittany and Vendée, France), Bull. Soc. Géol. France, 186, 2-3, 63-91

Il existe un très net gradient métamorphique croissant du Nord au Sud. En effet, malgré une lacune d'observation entre les parties Nord et Sud de la coupe, on passe progressivement de roches non métamorphiques à Brétignolles, jusqu'à des migmatites à biotite-grenat-sillimanite autour de la ville des Sables d'Olonne. Les études métamorphiques détaillées, donnent une évolution thermo-barométrique de 500°C et 0,4 GPa jusqu'à 700°C et 0,7 GPa. La disposition de la foliation et des isogrades dessine un arc de cercle suggérant une structure en dôme dont l'essentiel est masqué sous la mer (Fig. 46).

Dans cette série métamorphique, on observe aussi des porphyroblastes de grenat, biotite, staurotide et disthène qui s'accordent mal avec le métamorphisme de HT-MP associé au dôme migmatitique des Sables d'Olonne. Ces minéraux, contenus dans la foliation et souvent déformés, sont antérieurs au dôme. Ils suggèrent qu'un métamorphisme de MP/MT a précédé la formation du dôme. Structuralement, dans la série des Sables d'Olonne, la foliation porte une linéation minérale et d'allongement orientée Est-Ouest et associée à des critères de cisaillement ductile vers l'Ouest. Le déchiffrement des caractères métamorphiques et structuraux de la série des Sables d'Olonne est délicat. L'existence d'un dôme migmatitique et granitique est indéniable, mais il est très probable que ce doming ait été précédé par un évènement tectonique contemporain d'un métamorphisme de MP/MT. Du fait de l'intense superposition structurale due aux dômes migmatitiques, cet évènement n'est pas clairement identifié. Il pourrait être attribué à l'évènement D2 connu dans le Massif Central (Fig. 37). À Brétignolles, on identifie deux phases de déformation, des plis droits ou déversés qui peuvent être reliés au doming replissent des plis isoclinaux (Fig. 45A).

L'ensemble du domaine Sud-Armoricain est caractérisé par l'abondance de dômes migmatitiques : Quimperlé-Hennebont, Morbihan, Vilaine, Saint-Nazaire, Les Sables d'Olonne, Aubigny, La Roche-sur-Yon, allongés dans la direction NO-SE (Fig. 40). Dans le Morbihan, la foliation migmatitique subverticale porte une linéation minérale et d'allongement orientée NO-SE. Les migmatites contiennent des blocs allongés d'amphibolites et de gneiss à biotite-grenat-sillimanite-cordiérite appelées localement « morbihanites ». Il s'agit de kinzigites appartenant au faciès des granulites de HT/MP. Ces roches représentent des résidus de fusion, ou restites, une fois que les liquides silicatés à l'origine des migmatites ont été expulsés. Des rares reliques de disthène peuvent également être observées dans ces roches. Une estimation thermo-barométrique indique des conditions de 800-900°C et 1-1,2 GPa pour le climax métamorphique et 700-800°C et 0,6-0,8 GPa lors de l'exhumation. Les monazites cristallisées pendant l'anatexie donnent des âges U-Th-Pb compris entre 325 et 320 Ma (Fig. 47). Un contexte tectonique extensif est généralement proposé pour la mise en place de ces dômes, mais cette interprétation, bien que très plausible, n'est étayée par aucune donnée structurale. En revanche, la tectonique extensive est bien documentée dans les plutons tardi- à post-métamorphiques (par exemple Quiberon, Carnac), datés de 320-318 Ma sur monazite, dont la mise en place syn-cinématique est associée à des failles de détachement à faible pendage (Fig. 47).

La structure du domaine Sud-Armoricain en nappes syn-métamorphes remaniées par des dômes migmatitiques est également bien documentée par le profil ARMOR 2 (Fig. 48). Dans la croute moyenne, l'ondulation des réflecteurs est en accord avec les dômes migmatitiques de Saint-Nazaire, La Roche-sur-Yon et Aubigny reconnus en surface. Les réflecteurs à faible pendage sont interprétés soit comme des failles de détachement, soit comme des chevauchements plus anciens mais ayant pu être réutilisés en faille normale.

Source - © 2010 D'après Bitri et al.

Figure 48. Interprétation géologique de la partie Sud du profil ARMOR 2

L'ondulation des réflecteurs dans la croute moyenne est en accord avec les dômes migmatitiques de Saint-Nazaire, La Roche-sur-Yon et Aubigny reconnus en surface. Les réflecteurs à faible pendage sont interprétés comme des failles de détachement.

D'après A. Bitri, J.-P. Brun, D. Gapais, F. Cagnard, C. Gumiaux, J. Chantraine, G. Martelet, C. Truffert, 2010. Deep reflection seismic imaging of the internal zone of the South Armorican Hercynian belt (western France) (ARMOR 2/Géofrance 3D Program), C.R. Geoscience, 342, 6, 448-452