La chaine varisque en France, un édifice multi-collisionnel et poly-cyclique / La branche varisque orientale

Le massif des Maures-Tanneron est formé d'un ensemble d'unités métamorphiques (Fig. 66). D'Ouest en Est, on identifie les Maures occidentales, centrales et orientales. Les Maures occidentales sont composées de roches peu métamorphiques : phyllades, épischistes à chlorite et biotite. Au Nord d'Hyères, les phyllades du mont Fenouillet ont livré des graptolites du Silurien. Les niveaux de quartzites blancs évoquent ceux connus dans les Cévennes. Les amphibolites de Collobrières dérivent de protolithes basiques (basaltes, gabbros alcalins) mais ne sont pas métamorphisées dans des conditions de haute pression. Les Maures centrales sont formées de micaschistes, gneiss, et amphibolites dont certaines résultent de la rétromorphose d'éclogites. L'orthogneiss de Bormes-les-Mimosas résulte de la déformation syn-métamorphe d'un granite ordovicien. Les Maures orientales sont séparées des Maures centrales par le décrochement de Grimaud-Joyeuse qui limite vers l'Est un bassin houiller intra-montagneux du Carbonifère supérieur (Gzhélien). L'unité orientale est essentiellement constituée de migmatites issues de la fusion partielle d'orthogneiss et de paragneiss, et on y connait aussi des éclogites rétromorphosées en amphibolites.

L'évolution du massif des Maures peut être subdivisée en trois grandes étapes : i) un stade précoce de HP/MT responsable de l'épaississement crustal, ii) un stade barrowien de MP/MT, et iii) un stade tardif contemporain d'une importante fusion crustale, associée à la mise en place de dômes migmatitiques et de plutons granitiques. On se limitera ici à la présentation des différents évènements métamorphiques et structuraux du stade précoce.

i) L'évènement de HP/MT (−450 à −360 Ma)

Des roches basiques de HP, issues de protolithes variés : laves basiques, métagabbros, métagranites et péridotites, se rencontrent dans les Maures centrales (unités de la Croix Valmer, de Cavalaire ou de la Garde-Freinet) et sont connues depuis longtemps. Par comparaison avec les roches de HP de Sardaigne septentrionale, des conditions thermo-barométriques de 600-700°C et 1,5-2 GPa sont proposées. On connait également des petites masses de péridotites serpentinisées. La péridotite à grenat-spinelle de la Croix Valmer est un cumulat ultrabasique magmatique cristallisé à basse pression et métamorphisé dans des conditions de HP comprises entre 1,6 et 1,8 GPa et 850°C, voire de ultra-haute pression allant jusqu'à 2 à 2,8 GPa. Il est difficile de voir dans ces roches des méta-ophiolites. Comme pour le domaine moldanubien, une interprétation en termes de croute continentale amincie et injectée par des magmas basiques semble plus probable.

Dans les Maures orientales, des éclogites à disthène-saphirine-hypersthène, fréquemment rétromorphosées en granulites de HP et en amphibolites, forment des blocs (restites) au sein de migmatites. Des zircons extraits d'éclogites des Maures orientales donnent des âges U-Pb à 452 ±8 Ma et 431 ±4 Ma dont l'interprétation en terme d'âge de protolithe, de métamorphisme ou de mélange entre les deux phénomènes est délicate.

Par ailleurs, des orthogneiss métamorphisées dans le faciès granulite de HP sont reconnus dans les Maures centrales (granite de Barral dans l'orthogneiss de Bormes et dans le massif du Tanneron (granite du Bois-de-Bagnols). Dans ce dernier, des monazites d'un orthogneiss granulitique ont un âge compris entre 441 ±1 Ma et 410 Ma. Un âge chimique U-Th-Pb sur monazite à 410 ±10 Ma a également été obtenu pour un orthogneiss migmatitique du Tanneron qui pourrait correspondre à l'âge du métamorphisme de HP. Un paragneiss migmatitique des Maures orientales fournit un âge U-Th-Pb sur monazite à 382 ±11 Ma.

Il n'existe aucune donnée structurale permettant de caractériser l'évolution tectonique contemporaine du métamorphisme de HP. Selon la plupart des auteurs, il serait associé à une subduction océanique puis continentale vers l'Est d'un bloc comprenant les unités des Maures centrales et occidentales sous le bloc des Maures orientales.

Source - © 2015 Redessiné d'après Oliot et al.

Figure 67. Coupe synthétique du segment Maures-Tanneron

Les chevauchements (back-thrusts) et les plis « en-retour » (back-folds) vers l'Est déforment les structures précoces et précèdent le dôme granito-gneissique.

D'après E. Oliot, J. Melleton, J. Schneider, M. Corsini, V. Gardien, Y. Rolland, 2015. Variscan crustal thickening in the Maures-Tanneron massif (South Variscan belt, France): new in situ monazite U-Th-Pb chemical dating of high-grade rocks, Bull. Soc. Géol. France, 186, 2-3, 145-169

ii) L'évènement barrowien de MP/MT (−360 à −340 Ma)

Il s'agit de la phase tectono-métamorphique majeure du massif des Maures-Tanneron (D1-M1 de Schneider et al., 2014). Depuis la région de Toulon-Hyères jusqu'à la faille de Grimaud-Joyeuse, on reconnait d'Ouest en Est la succession des isogrades chlorite, biotite, grenat, staurotide, disthène, sillimanite. La géométrie actuelle de la foliation et des isogrades à pendage Ouest (Fig. 67) indique une structure en dôme migmatitique et granitique. Dans le centre du dôme, le granite de l'Hermitan est daté à 338 ±6 Ma. Mais cette géométrie résulte de deux déformations syn-métamorphes. La structure en antiforme est postérieure ou contemporaine de chevauchements et de plissements post-foliaux à vergence Est, attribués au Carbonifère supérieur (vers 330 et 310 Ma).

Des amphibolites des Maures centrales donnent des contraintes thermo-barométriques de 700-750°C et 0,7-0,8 GPa. La foliation synchrone du métamorphisme barrowien porte des linéations d'allongement et minérales Nord-Sud et NNO-SSE, associées à un cisaillement vers l'Ouest ou le Nord-Ouest. Cet évènement majeur est daté vers 360 Ma par des monazites syn-métamorphes dans des paragneiss et des micaschistes des Maures centrales et orientales. L'orthogneiss de Bormes donne des âges U-Pb compris entre 345 et 339 Ma interprétés comme ceux du métamorphisme syntectonique. Par ailleurs la datation Rb-Sr d'une amphibolite donne un âge à 348 ±7 Ma interprété comme l'âge du métamorphisme.

iii) L'évènement tardif associé à l'anatexie régionale et probablement au “désépaississement”

La linéation minérale associée, appelée D2, est orientée Nord-Sud (Fig. 66). Cet épisode ne sera pas décrit ici.

Le domaine de l'Argentella est remarquable par la présence de la discordance ordovicienne sur un socle métamorphique néoprotérozoïque formé de micaschistes et d'amphibolites. Bien que ces roches métamorphiques ne soient pas datées, leur position sous les conglomérats ordoviciens conduit à les attribuer à l'orogenèse cadomienne. Le domaine de l'Argentella ne contient pas de roches métamorphiques varisques. Au Sud de cet ensemble, le petit massif de Topiti présente la particularité d'être formé de harzburgites serpentinisées et d'amphibolites.

Le septum de Zicavo contient des lithologies variées : orthogneiss œillés, alternances leptyno-amphiboliques avec quelques blocs de serpentinites, micaschistes à biotite-grenat-staurotide ±disthène, métaconglomérats, micaschistes à biotite-muscovite-grenat-staurotide, micaschistes quartzeux noirs à séricite-chlorite ±graphite. Les différences paragénétiques conduisent à distinguer trois unités séparées par des contacts tectoniques : 1) un ensemble para- et orthogneissique inférieur, 2) un complexe leptyno-amphibolique intermédiaire, et 3) un ensemble métapélitique supérieur (Fig. 70). Les données structurales indiquent que le septum de Zicavo a été déformé par au moins deux phases tectono-métamorphiques. La première, caractérisée par des linéations d'allongement NE-SO et une cinématique vers le Sud-Ouest, est responsable de l'empilement tectonique. La seconde déformation, observée uniquement dans l'ensemble supérieur se caractérise par une linéation minérale et d'allongement orientée NO-SE et une cinématique vers le Sud-Est. Il n'existe pas de données thermo-barométriques précises, mais la paragenèse à biotite-grenat-staurotide ±disthène présente dans les métapélites de l'unité leptyno-amphibolique indique un métamorphisme dans le faciès des amphibolites (vers 0,8 GPa et 600°C, Fig. 71). La seconde déformation, contemporaine de conditions du faciès des schistes verts, se développe dans un contexte rétrograde pouvant correspondre à l'exhumation des séries métamorphiques. La monazite d'un micaschiste à biotite-grenat portant la linéation NO-SE donne un âge chimique U-Th-Pb à 336 ±5 Ma, interprété comme l'âge de la seconde phase de déformation.

Source - © 2014 D'après Faure et al. Figure 70. Schéma structural et coupe du septum de Zicavo (Corse) D'après M. Faure, P. Rossi, J. Gaché, J. Melleton, D. Frei, X. Li, W. Lin, 2014 . Variscan orogeny in Corsica: new structural and geochronological insights, and its place in the Variscan geodynamic framework, Int. J. Earth Sci., 103, 1533–1551 [pdf]

Source - © 2020 Michel Faure Figure 71. Trajets P-T des différents panneaux varisques de Corse D'après J.-M. Lardeaux, R.P. Menot, J.-B. Orsini, Ph. Rossi, G. Naud, G. Libourel, 1994. Corsica and Sardinia in the Variscan Chain, in Pre-Mesozoic Geology in France and Related Areas, J. Chantraine, J. Rolet, D.S. Santallier, A. Piqué, J.D. Keppie (Editors), 467-479 F. Giacomini, L. Dallai, E. Carminati, M. Tiepolo, C. Ghezzo, 2008. Exhumation of a Variscan orogenic complex: insights into the composite granulitic–amphibolitic metamorphic basement of south-east Corsica (France), J. Metam. Geol., 26, 4, 403-436 D'après M. Faure, P. Rossi, J. Gaché, J. Melleton, D. Frei, X. Li, W. Lin, 2014 . Variscan orogeny in Corsica: new structural and geochronological insights, and its place in the Variscan geodynamic framework, Int. J. Earth Sci., 103, 1533–1551 [pdf]

Le septum de Porto Vecchio est constitué d'un ensemble inférieur orthogneissique surmonté tectoniquement par un complexe leptyno-amphibolique et des paragneiss à biotite-muscovite-grenat-sillimanite contenant des reliques de disthène et des couronnes réactionnelles à cordiérite-spinelle (Fig. 72). Ce septum présente de grandes analogies structurales avec celui de Zicavo. Une première déformation ductile cisaillante vers le Sud-Ouest contemporaine d'un métamorphisme de MP/MT, est suivie par un cisaillement ductile vers l'Est ou le Sud-Est. Mais contrairement au septum de Zicavo, celui de Porto Vecchio montre un métamorphisme de HT associé à une migmatisation débutante, contemporaine du second évènement. La foliation des paragneiss de l'unité supérieure porte une linéation d'allongement orientée NO-SE avec un pendage de 30 à 45° vers le Sud-Est, indiquant une cinématique dextre à composante normale.

Source - © 2014 D'après Faure et al.

Figure 72. Schéma structural et coupe du septum de Porto Vecchio (Corse) montrant les deux évènements tectono-métamorphiques, respectivement compressifs (D1) et extensifs (D2)

D'après M. Faure, P. Rossi, J. Gaché, J. Melleton, D. Frei, X. Li, W. Lin, 2014 . Variscan orogeny in Corsica: new structural and geochronological insights, and its place in the Variscan geodynamic framework, Int. J. Earth Sci., 103, 1533–1551 [pdf]

Le septum de Solenzara-Fautea est essentiellement formé de migmatites datées vers 345 ±3 Ma (Fig. 73). La foliation migmatitique définit une structure en dôme recoupée par des intrusions granitiques. Ces anatexites renferment des blocs de pyrigarnite (roche métamorphique de haut degré à plagioclase-grenat-pyroxène), souvent rétromorphosée en amphibolites, de granulite de HP à disthène-grenat, également rétromorphosée en amphibolite, de gneiss et de marbre, mais on n'y reconnait aucune structure précoce. Les éclogites contiennent des zircons dont le cœur est daté entre 484 et 440 Ma, interprété comme l'âge du protolithe. En revanche, les couronnes des zircons donnent des âges à 418 ±6 Ma et 407 ±6 Ma, interprétés comme proche de l'âge du métamorphisme de HP. En outre, les zircons des granulites de HP donnent un âge de 361 ±3 Ma, considéré comme celui du métamorphisme de HP. Cependant, cet âge pourrait aussi correspondre à celui du métamorphisme de MP-MT qui rétromorphose les roches de HP.

Source - © 2014 D'après Faure et al.

Figure 73. Schéma structural du septum de Solenzara-Fautea (Corse)

D'après M. Faure, P. Rossi, J. Gaché, J. Melleton, D. Frei, X. Li, W. Lin, 2014 . Variscan orogeny in Corsica: new structural and geochronological insights, and its place in the Variscan geodynamic framework, Int. J. Earth Sci., 103, 1533–1551 [pdf]

Le septum de Belgodère est le plus vaste du domaine varisque corse (Fig. 74A). Il est également constitué de métatexites datées entre 345 ±1 et 338 ±1 Ma. Ce septum est structuré en antiforme de foliation déversé vers l'Est (Fig. 74B). Il contient des blocs variés d'orthogneiss, paragneiss, micaschistes à biotite-muscovite-grenat-staurotide, métaconglomérats, amphibolites dont certaines sont associées à des gneiss acides pour constituer un complexe leptyno-amphibolique. Des amphibolites à grenat montrent des textures de symplectite de plagioclase-amphibole-épidote autour de grenat indiquant que ces roches ont connu un stade éclogitique précoce. Mais il n'existe aucune donnée thermo-barométrique, structurale, ou géochronologique détaillée sur les roches métamorphiques pré-migmatitiques.

Source - © 2014 D'après Faure et al.

Figure 74. Schéma structural et coupe du septum de Belgodère (Corse)

D'après M. Faure, P. Rossi, J. Gaché, J. Melleton, D. Frei, X. Li, W. Lin, 2014 . Variscan orogeny in Corsica: new structural and geochronological insights, and its place in the Variscan geodynamic framework, Int. J. Earth Sci., 103, 1533–1551 [pdf]

L'ensemble migmatitique d'Ajaccio (Fig. 69) ne contient pas de reliques remarquables. Les zircons extraits des leucosomes donnent des âges à environ 345 Ma (Viséen).

L'architecture générale du segment varisque corso-sarde représenté sur la figure 75 présente de fortes analogies avec celle observée dans le segment varisque principal (Fig. 65). La Corse renferme deux sutures ophiolitiques, occidentale et orientale, corrélables avec les sutures éo-varisques et du Conquet du Massif Armoricain. La partie méridionale de la Corse correspond donc au domaine moldanubien. Les septa de Zicavo et de Porto Vecchio montrent des contacts chevauchants vers le Sud ou le Sud-Est entre une unité orthogneissique inférieure et un ensemble supérieur contenant un complexe leptyno-amphibolique. Il est ainsi raisonnable de proposer que l'ensemble inférieur pourrait correspondre à l'Unité Inférieure des Gneiss et l'ensemble supérieur à l'Unité Supérieure des Gneiss. Malgré l'importance de la fusion crustale, on retrouve dans les unités varisques de Sardaigne des équivalences avec celles du Sud du Massif Central et des Pyrénées. La similarité des turbidites de l'avant-pays sarde avec les flyschs du Sud de la Montagne Noire, des Pyrénées et l'ile de Minorque aux Baléares est reconnue depuis longtemps. La pile de nappes de l'unité des Plis-et-Chevauchements, de l'unité Para-Autochtone et de l'Unité Inférieure des Gneiss se retrouve clairement en Sardaigne. La corrélation des unités moldanubiennes se poursuit si l'on considère également la rotation anti-horaire d'environ 30°de l'ensemble corso-sarde par rapport au Massif des Maures (Fig. 68). La discordance du Paléozoïque sur des roches métamorphiques néoprotérozoïques de l'Argentella suggère que le Nord de la Corse appartient au microcontinent Armorica. Cependant, on ne peut pas exclure que le domaine cadomien de l'Argentella et de sa couverture paléozoïque représente une nappe charriée vers le Sud sur des roches métamorphiques varisques qui serait comparable à la nappe des Mauges dans le Sud du Massif Armoricain. Enfin, compte tenu des déformations syn-métamorphes dirigées vers le Nord-Est, l'ensemble de Belgodère serait ainsi corrélable avec le domaine du Léon et plus généralement avec le domaine saxo-thuringien.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 75. Coupe synthétique d'échelle crustale du segment corso-sarde et ses possibles corrélations avec les domaines varisques

Les sutures occidentale et orientale sont respectivement corrélables avec les sutures éo-varisque et du Conquet. La pile de nappe du domaine méridional est comparable avec la structure du domaine moldanubien. Le domaine cadomien de l'Argentella et sa couverture paléozoïque est comparable à l'Armorica et l'ensemble de Belgodère est corrélable avec le domaine saxo-thuringien. Les plutons tardi-varisques ne sont pas représentés.

Les massifs de Belledonne-Pelvoux présentent la plus grande diversité lithologique. Ils ont fait l'objet de nombreuses études. Le massif de Belledonne (Fig. 77) est subdivisé en trois parties : i) le domaine occidental (ou « série satinée ») formé d'alternances gréso-pélitiques flyschoïdes d'âge ordovicien, déformées par des plis droits d'axe NE-SO et métamorphisées dans le faciès des schistes verts, ii) le domaine central structuré en plusieurs unités métamorphiques détaillées ci-dessous, et iii) le domaine oriental qui inclut aussi les massifs des Grandes Rousses et du Pelvoux, essentiellement constitué de gneiss et de migmatites. Les limites entre ces trois domaines sont des failles ductiles ou fragiles à jeux décrochants et chevauchants actifs du tardi-varisque à l'alpin. Ces failles sont parfois appelées la « zone de cisaillement Est-varisque » (ou East Variscan Shear Zone), mais l'ampleur du mouvement dextre n'est pas connu.

Source - © 2018 D'après Fréville et al. Figure 77. Carte géologique du socle varisque de Belledonne (Alpes) D'après K. Fréville, P. Trap, M. Faure, J. Melleton, X.-H. Li, W. Lin, O. Blein, O. Bruguier, M. Poujol, 2018. Structural, metamorphic and geochronological insights on the Variscan evolution of the Alpine basement in the Belledonne Massif (France), Tectonophysics, 723, 14-42

Source - © 2018 D'après Fréville et al. Figure 78. Coupes de la région méridionale du massif cristallin externe de Belledonne (Alpes) Coupes localisées sur la figure 77. Le contact entre les rameaux externe (occidental) et interne (oriental) est un décrochement dextre présentant un jeu post-triasique. Dans le rameau oriental, la nappe ophiolitique de Chamrousse chevauche vers l'Est la série volcano-sédimentaire de Rioupéroux-Livet. La série volcano-sédimentaire carbonifère (Viséen ?) du Taillefer est discordante mais déformée par des plis droits synschisteux post-nappe. SMF : Synclinal Median Fault ; ASZ : Allemont Shear Zone ; RBE : Rivier Belle Etoile fault ; RT : Rioupéroux Thrust. D'après K. Fréville, P. Trap, M. Faure, J. Melleton, X.-H. Li, W. Lin, O. Blein, O. Bruguier, M. Poujol, 2018. Structural, metamorphic and geochronological insights on the Variscan evolution of the Alpine basement in the Belledonne Massif (France), Tectonophysics, 723, 14-42

Le domaine central de Belledonne est constitué de trois unités tectono-métamorphiques superposées, de haut en bas (Fig. 77, Fig. 78).

1) La nappe ophiolitique de Chamrousse est composée de serpentinites, gabbros, dolérites et roches volcano-sédimentaires basiques. Les protolithes gabbroïques sont datés vers 500-496 Ma. Cette nappe ophiolitique est faiblement métamorphique, mais les gabbros ont préservé un métamorphisme océanique pré-orogénique.

2) L'unité de Rioupéroux-Livet est un ensemble volcano-sédimentaire et plutonique bimodal dont la partie la plus profonde est partiellement migmatitique.

3) La série volcano-sédimentaire du Taillefer, datée paléontologiquement du Viséen supérieur, et exempte du métamorphisme de MP/MT, semble reposer en discordance sur les deux unités sous-jacentes, mais le contact a pu rejouer lors des évènements tardi- à post-varisques voire alpins.

Les études pétrologiques et structurales de l'unité de Rioupéroux-Livet ont montré son caractère polymétamorphique et polyphasé. Un métamorphisme précoce Dx de MP/MT à biotite-grenat-disthène caractérisé par des conditions thermo-barométriques de 427 ±16°C et 0,68 ±0,1 GPa est contemporain de la mise en place des ophiolites de Chamrousse sur l'unité de Rioupéroux-Livet (Fig. 78). Une amphibole donne un âge Ar/Ar de 376 ±7 Ma. Un second métamorphisme, D1, à biotite-grenat-staurotide représente l'évènement majeur, contemporain d'un cisaillement ductile vers le Nord-Est. Il se développe dans des conditions de 600 ±14°C et 0,58 ±0,66 GPa. Une monazite contemporaine de ce métamorphisme barrowien donne un âge ICP-MS à 337 ±7 Ma. La déformation se poursuit dans un contexte de décompression isotherme jusqu'à des pressions de 0,7 ±0,2 GPa (Fig. 79). Les roches alumineuses de la partie inférieure de l'unité de Rioupéroux-Livet ont subi un début d'anatexie donnant naissance à des leucosomes à sillimanite-cordiérite. Dans le Nord Belledonne, les migmatites contiennent des blocs d'éclogites anciennement datées à 395 ±2 Ma. De nouvelles datations montrent une histoire plus complexe avec des cœurs datés entre 480 et 450 Ma, interprétés comme les âges des protolithes et des bordures présentant un âge Carbonifère (vers 340 Ma, J.-B. Jacob, thèse en cours). Des âges encore plus récents, entre 330 et 300 Ma, correspondent aux évènement thermiques : anatexie et plutonisme tardi-orogéniques.

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 79. Trajets P-T établis pour l'unité de Rioupéroux-Livet de Belledonne et les granulites de HP incluses dans les migmatites du Nord-Est de Belledonne

D'après

K. Fréville, P. Trap, M. Faure, J. Melleton, X.-H. Li, W. Lin, O. Blein, O. Bruguier, M. Poujol, 2018. Structural, metamorphic and geochronological insights on the Variscan evolution of the Alpine basement in the Belledonne Massif (France), Tectonophysics, 723, 14-42

J.-B. Jacob, S. Guillot, A. Bisch, É. Janots, M. Faure, 2019. Variscan high-pressure granulite facies metamorphism recorded in theExternal Crystalline Massifs (Western Alps), Geophysical Research Abstracts, 21, EGU2019-5442

Le massif du Pelvoux, est essentiellement constitué de migmatites et de granites, probablement structuré en dôme métamorphique. On reconnait dans les migmatites des blocs restitiques d'orthogneiss issus de granites ordoviciens et d'amphibolites à grenat dérivant probablement d'éclogites. Par ailleurs, la partie Sud-Est du massif, ou « enveloppe corticale du Pelvoux » expose une série volcanosédimentaire appelée « série du Chaillol » identique à celle de Rioupeyroux-Livet de Belledonne (Fig. 76).

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 80. Schéma structural et coupe dans le massif du Mont-Blanc-Aiguilles Rouges

80A : Schéma structural de la chaine varisque dans le massif cristallin externe du Mont-Blanc-Aiguilles Rouges.

80B : Coupe de la partie Sud-Ouest du massif des Aiguilles Rouges. L'intense déformation tardi-varisque et alpine ne permet pas de démontrer l'exitence d'une discordance entre les unités métamorphiques et les séries volcano-sédimentaires sus-jacentes.

Simplifié et réinterprété d'après

C. Dobmeier, 1998. Variscan P-T deformation paths from the southwestern Aiguilles Rouges massif (external massif, western Alps) and their implication for its tectonic evolution, Geol. Rundsch., 87, 107-123

M. Simonetti, R. Carosi, C. Montomoli, J.M. Cottle, R.D. Law, 2020. Transpressive deformation in the Southern European Variscan Belt: New insights from the Aiguilles Rouges Massif (Western Alps), Tectonics, 39, 6, e2020TC006153

Le massif du Mont Blanc-Aiguilles Rouges présente des analogies avec celui de Belledonne (Fig. 80A). Des formations volcano-sédimentaires d'âge viséen, métamorphisées dans le faciès des schistes verts, sont comparables à la série du Taillefer, mais du fait de la tectonique alpine, les foliations sont verticalisées et les limites lithologiques sont déformées, de sorte qu'il n'est pas possible de caractériser la nature, discordante ou tectonique du contact. Toutefois, ces séries surmontent un ensemble de micaschistes, gneiss, et migmatites recoupés par des granites datés du Carbonifère supérieur : 303 ±2 Ma pour le granite du Mont-Blanc, 307 ±2 Ma pour le granite de Vallorcine. Les migmatites et granites d'anatexie associés sont respectivement datés à 320 ±1 et 332 ±2 Ma pour le granite de Pormenaz, et 331 ±2 Ma pour le granite des Montées Pélissier. Les migmatites renferment des blocs d'orthogneiss, marbres, ultrabasites, amphibolites à grenat et éclogites. Les conditions de formation des éclogites du Lac Cornu sont estimées à 780°C et 1,1 GPa. Un âge U-Pb sur zircon de ces éclogites à 453 ±3 Ma est interprété comme celui du magmatisme basique du protolithe. Les métapélites à biotite-grenat-staurotide ±disthène (ou sillimanite) ont cristallisé dans des conditions de 650°C et 0,4 à 0,6 GPa. Les monazites contemporaines de ce métamorphisme barrowien donnent des âges U/Pb ICP-MS de 327 ±2 Ma. Par ailleurs, d'autres monazites sont datées par la méthode chimique U-Th-Pb à 440 Ma. L'analyse structurale de la partie Sud-Est du massif des Aiguilles Rouges montre l'existence de chevauchements ductiles syn-métamorphes dirigés d'Ouest en Est, accompagnés d'une composante décrochante dextre (Fig. 80B).

Source - © 2020 Michel Faure

Figure 81. Schéma structural du massif cristallin externe de l'Argentera (Alpes)

Les complexes métamorphiques et migmatitiques de Tinée et Gesso-Strura-Vésubie sont séparés par la faille ductile dextre de Ferrière-Molières.

D'après

R. Compagnoni, S. Ferrando, B. Lombardo, N. Radulesco, D. Rubatto, 2010. Paleo-European crust of the Italian Western Alps: geological history of the Argentera Massif and comparison with Mont Blanc-Aiguilles Rouges and Maures-Tanneron Massifs, J. Virtual Explor., 36, 3

M. Simonetti, R. Carosi, C. Montomoli, A. Langone, E. D’Addario, E Mammoliti, 2018. Kinematic and geochronological constraints on shear deformation in the Ferriere-Mollières shear zone (Argentera-Mercantour Massif, Western Alps): implications for the evolution of the Southern European Variscan Belt, J. Earth Sci., 107, 2163–2189

Le massif cristallin externe de l'Argentera (Fig. 81) est formé de deux complexes de gneiss et de migmatites, séparés par le décrochement ductile dextre de Ferrières-Molières dans lequel des muscovites de mylonites donnent des âges Ar/Ar compris entre 315 et 305 Ma. Plusieurs décrochements ductiles sont réactivés par des déformations de plus basse température lors de l'orogenèse alpine entre 34 et 22 Ma.

Le complexe métamorphique oriental de Gesso-Strura-Vésubie est composé de granite d'anatexie et de migmatites contenant de nombreux septa de lithologies variées : paragneiss, orthogneiss, amphibolites, marbres. Les amphibolites proviennent de la rétromorphose de granulites et d'éclogites. Les conditions thermo-barométriques de l'éclogitisation sont estimées à 1,4 GPa et 735°C. Des âges U-Pb sur les zircons des éclogites à 486 ±7 et 459 ±4 Ma sont interprétés comme ceux du protolithe. Les âges dévono-carbonifères à 424 ±4, 351 ±1 et 327 ±1 Ma sont interprétés en terme de polymétamorphisme. Les granulites de HP contiennent des zircons datés par la méthode U-Pb par ICP-MS, à 341 ±4 et 336 ±4 Ma.

Le complexe occidental de la Tinée ne diffère guère du complexe oriental. Des migmatites, dérivées de l'anatexie de paragneiss, d'orthogneiss et de grauwackes, renferment des blocs d'amphibolites elles-mêmes formées par la rétromorphoses de gabbro éclogitiques ou granulitiques.

Dans l'ensemble du massif, la foliation orientée NO-SE présente un fort pendage vers le Nord-Est, mais cette géométrie n'est sans doute pas primaire, elle résulte en grande partie de la tectonique alpine. Très schématiquement, le massif de l'Argentera peut être considéré comme un dôme migmatitique de grand axe NO-SE. Les déformations ductiles varisques syn-métamorphes, antérieures à la migmatisation, ne sont pas élucidées.