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France

La chaîne Hercynienne

L'île de Groix témoigne d'une subduction antérieure à la formation de la chaîne hercynienne. @ Nono vlf / Wikimedia Commons / CC BY-SA 4.0.

La chaîne hercynienne ou chaîne varisque était un massif montagneux du Paléozoïque qui s’étendait du Portugal à la Bohême. Il avait environ 3000 km de long sur 700 km de large et atteignait des hauteurs himalayennes. On peut considérer qu’il a commencé à s’élever au début du Dévonien, (de 419 à 359 Ma) et que son élévation a cessé au début du Permien (de 299 à 252 Ma). Il a donc eu une « durée de vie » de 120 millions d’années, chiffre évidement très approximatif. Ses reliefs se sont aplanis durant le Permien et le Trias (de 252 à 201 Ma), l’érosion lui retirant d’énormes quantités de roches. La géographie de la France est en grande partie héritée de cette chaîne de montagnes.

Traditionnellement, on distingue les « vieilles montagnes » que sont le Massif armoricain, les Ardennes et le Massif central, des chaînes de montagnes plus récentes que sont les Pyrénées et les Alpes. Celles-ci sont nées il y a moins de 65 Ma, soit durant le Cénozoïque. Mais en réalité, ces « vieilles montagnes » ont été arasées durant le Mésozoïque et ont retrouvé du relief lors de la formation des Alpes, puis grâce aux glaciations du Quaternaire, qui ont creusé des vallées. Ainsi, le Massif central s’est trouvé sous les eaux durant le Jurassique, puis a été soulevé durant le Cénozoïque, plus à l’est qu’à l’ouest, tandis que se creusaient les fossés des Limagnes.

La vallée du Rhône est la partie méridionale d’un rift (une déchirure de la croûte continentale) de 1500 km de long qui affecté tout l’ouest de l’Europe et qu’on retrouve entre les Vosges et la Forêt-Noire. C’est la plaine d’Alsace. Si les granites des Vosges et de la Forêt-Noire datent bien de la période hercynienne, ils ont séjourné sous la mer durant le Mésozoïque et n’ont été soulevés que durant l’Éocène, il y a environ 40 Ma. L’Alsace est un fossé d’effondrement qui a commencé à se creuser durant l’Oligocène (de 34 à 23 Ma).

La structure d’une chaîne de collision

Commençons par expliquer ce qu’est une chaîne de collision, grâce à une illustration fournie par cet excellent site : http://cirquedebarrosa.free.fr/formpyr1.htm. Une telle chaîne naît de la rencontre de deux continents, venus se fracasser l’un contre l’autre. Ils sont d’abord séparés par un océan. Celui-ci se rétrécit parce que la lithosphère océanique s’enfonce dans le manteau (c’est la subduction), puis les deux continents entrent en collision. Il peut rester des lambeaux de lithosphère océanique (des ophiolites) signalant la suture entre les deux continents. Le continent de gauche s’enfonce sous celui de droite et ce dernier écrase sa partie supérieure comme un bulldozer. Sa croûte est écaillée et les écailles se chevauchent. Cela augmente l’épaisseur de la croûte, qui est immédiatement attaquée par l’érosion.

Les débris de roches, sables, graviers et pierres, s’accumulent dans des bassins des deux côtés de la zone de collision. Ces sédiments sont appelés des molasses. Les deux bassins se creusent parce que la lithosphère, très épaissie et donc alourdie, s’enfonce dans la partie « molle » du manteau, l’asthénosphère. Quand les chevauchements se font sur de longues distances, quelques dizaines de kilomètres voire plus, on les appelle des charriages. Les écailles qui sont poussées sur la croûte sont des nappes de charriage. Sur le dessin, à gauche, la limite de la première écaille est le front de chevauchement ou de charriage. En allant vers la droite, on se déplace sur la zone externe, puis sur la zone interne, et l’on arrive à la zone de suture entre les deux continents.

Michel Corsini, Yann Rolland, Late evolution of the southern European Variscan belt: Exhumation of the lower crust in a context of oblique convergence, Comptes Rendus Geosciences 341, 214-223, 2009.

La surrection de la chaîne

Voici maintenant une carte montrant la chaîne hercynienne telle qu’on peut actuellement la reconstituer. Ce ne sont pas deux continents qui sont entrés en collision, mais trois : le Gondwana au sud, la Laurussia au nord et l’Armorica entre eux. Les zones externes et internes (external and internal units) sont reconnaissables en certains endroits, notamment dans le Massif central (MCF) et au sud de l’Angleterre et des Cornouailles. Le Massif central et les futures Vosges (VM) appartiennent tous les deux à la zone interne, qui a la forme d’un V en France. Les lignes crénelées indiquent les chevauchements.

Le Gondwana et la Laurussia s’enfoncent sous l’Armorica. La partie centrale de ce dernier n’est pas affectée par l’orogenèse (la formation des montagnes), c’est pourquoi on trouve au nord de la Bretagne des roches beaucoup plus anciennes que l’époque hercynienne. Certaines remontent à l’orogenèse cadomienne, entre 650 et 550 Ma. Le futur bassin aquitain n’est pas non plus affecté, mais les roches gondwaniennes n’y sont pas observables puisqu’elles sont enfouies sous les sédiments du Mésozoïque. Ce n’est pas par hasard que ce bassin a été envahi par la mer : c’était un plaine entourée de montagnes. On peut en dire autant du sud du bassin parisien, qui appartenait à la plaque armoricaine.

Des ophiolites sont observables en certains endroits, souvent métamorphisés (transformées par la chaleur ou la pression). C’est le cas des roches de l’île de Groix au large de Lorient, constituée d’anciens basaltes et sédiments océaniques, métamorphisées il y a environ 400 Ma. Ils ont été enfouis à plus de 50 km de profondeur puis exhumés. On en trouve aussi dans la péninsule ibérique, le Massif armoricain, le Massif central et les Alpes, où l’ophiolite de Chamrousse près de Grenoble n’a pas été métamorphisée. Les âges sont compris entre 430 et 380 Ma.

Viennent ensuite les nappes de charriage des zones internes, fortement métamorphisées en gneiss et qualifiées de cristallines. Au nord-ouest de l’Espagne et dans le Massif central, l’amplitude du charriage atteint 200 km. Les âges obtenus en Vendée et dans le Massif central sont de 390-380 Ma. Les zones externes sont moins déformées et leurs âges sont plus récents, entre 350 et 325 Ma, ce qui tombe dans le Carbonifère inférieur. Il y a des plis couchés : les nappes sont pliées comme des feuilles de papier et le pli est incliné presque à l’horizontale.

Dans la branche nord de la chaîne, des nappes du Dévonien ont été charriées sur des terrains plus récents du Carbonifère (de 359 à 299 Ma). Un peu plus au sud, ce sont des nappes du Cambrien et de l’Ordovicien (de 541 à 444 Ma) qui surmontent des terrains dévoniens. Ces nappes déplacées vers le nord constituent aujourd’hui les Ardennes. Enfin, on connaît des bassins d’avant-chaîne surtout dans la branche nord. Il y a des molasses lacustres mais aussi des flyschs, sédiments qui se déposent en domaine marin. La particularité de la chaîne hercynienne, située sous l’équateur, est que ces sédiments sont mêlés à du charbon. Les bassins houillers gallois, franco-belges, de la Ruhr et des Asturies se sont constitués en milieux paraliques : estuaires, deltas, mangroves ou marais maritimes.

Voir Les paysages du Carbonifère

L’orogenèse hercynienne a produit une importante quantité de granites, entre 370 et 270 Ma mais surtout durant le Carbonifère supérieur, sa phase tardive. Il est observable dans les zones internes. C’est du magma produit et cristallisé en profondeur, portant des traces de fusion du manteau, pour des raisons qui ne sont pas encore bien comprises. Il est observable parce que des milliers de mètres de roches sus-jacentes ont été érodées, ce qui nous rappelle que nous ne pouvons voir que le sous-sol de cette chaîne. Les granites du Massif central, des Vosges et de Bohême sont de ce type. Ceux du Massif armoricain sont d’un type différent, riches en aluminium et comportant des enclaves sédimentaires. Ils ont été produits lors du cisaillement sud-armoricain présenté plus loin. On trouve également des granites hercyniens dans les Alpes : ceux du Mont-Blanc, des massifs de Belledone, des Écrins et de l’Argentera. Ils sont visibles jusque dans les massifs des Maures et du Tanneron, au bord de la Méditerranée, et en Corse. La chaîne hercynienne se prolongeait donc jusque-là, mais elle est difficile à étudier puisque ses vestiges ont été transformés par la surrection des Alpes. Il y a une incertitude sur la position du micro-continent corso-sarde.

Jean-Pierre Burg, Jean Van den Driessche, Jean-Pierre Brun, Syn-to post thickening extension in the Variscan Belt of Western Europe: Modes and Structural consequences, Géologie de la France 3, 33-51, 1994.

Un vaste réseau de failles

La fin de l’orogenèse est marquée par un phénomène qu’il ne faut pas négliger, parce qu’il va contribuer à sculpter l’Europe occidentale : c’est un cisaillement. Il crée de grandes failles décrochantes (strike-slip shear zones) durant le Permien inférieur, de 300 à 260 Ma, lorsque la nouvelle croûte continentale devient froide et rigide. Ainsi, l’Armorica se dirige vers le sud-est tandis que le Gondwana se dirige vers le nord-ouest. Cela provoque le cisaillement sud-armoricain, avec un réseau de failles réactivées durant le Cénozoïque et responsables de séismes en Vendée. Plusieurs cisaillements de même direction sont indiqués sur la carte de Corsini et Rolland, l’un allant du Pays de Galles aux Vosges.

Une carte établie en 1994 par Burg, Van den Driessche et Brun, montre d’autres failles, dont la Faille Nord Pyrénéenne, séparant le bloc ibérique de la France. Rappelons qu’à cette époque, l’Atlantique n’existe pas et que l’Amérique du Nord et le Groenland jouxtent l’Europe occidentale. La Galice fait face à la Bretagne. L’Ibérie se déplace de 150 km vers le nord-ouest. C’est bien plus tard, durant le Crétacé, que l’Atlantique va s’ouvrir et que l’Ibérie va se séparer de la France, puis revenir et créer les Pyrénées, qui sont une chaîne de collision.

Des bassins se forment le long de certaines failles, représentés en grisés. Le Grand Sillon Houiller coupe le Massif central en deux et se prolonge sous le bassin parisien. Cette faille est appelée ainsi parce qu’elle est jalonnée de bassins houillers. Le déplacement est de 70 à 100 km. La Faille des Cévennes lui est parallèle au sud et s’en écarte vers le nord. À partir du Permien moyen, la croûte continentale subit un étirement généralisé, d’où un amincissement indiqué en certains endroits. Cela déclenche un volcanisme dont la lave a une composition similaire à celle de la croûte continentale, de nature explosive. Il se manifeste dans les Vosges, l’Estérel et la Corse.

Il y aurait encore beaucoup de choses à dire sur la chaîne hercynienne. C’est une chaîne complexe, née de la fermeture de deux océans, le Rhéique au nord de l’Armorica et l’océan du Massif central au sud. Je n’ai pas vraiment établi de chronologie des évènements.

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