Synthèse et mise au point sur la Chaîne Varisque

I. Qu'est ce que la chaîne Varisque ?

La chaîne Varisque est une chaîne de montagne qui formait un relief aussi important que la chaîne Himalayenne à la fin du Paléozoïque. Elle s'est formée à partir de l'ouverture puis de la fermeture d'espaces océaniques séparant les continents Gondwana et Laurussia et quelques micro-continents (terranes) intermédiaires.

C'est sur une durée de l'ordre de 120 Ma que s'est édifiée de manière diachrone cet orogène. Son édification est polycyclique et se découpe en plusieurs phases tectoniques dont les stades les plus précoces ont des âges compris entre 420 et 380 Ma et les plus tardifs entre 320 et 290 Ma.

Accès à l'échelle stratigraphique :

Stratigraphical chart 2013 (en anglais).

Charte stratigraphique 2012 (en français).

Le terme Varisque désigne les évènements orogéniques (magmatiques, métamorphiques et tectoniques) se déroulant du Silurien à la fin du Carbonifère. Cet orogène à participé à la croissance du continent européen par accrétions continentales successives autour de noyaux anciens (boucliers archéens et paléo-protérozoïques, en violet et parme Fig.1). Ces terrains associés au Paléozoïques (en vert pâle, rose pâle et orange Fig.1) constituent la quasi totalité du substratum anté-Permien français.

Figure 1 : Carte simplifiée des terranes accrétés du Précambrien à l'actuel (Plant et al.).

D'un point de vue géographique, la chaîne Varisque s'étend sur près de 5000 km de long (du Sud de l'Espagne jusqu'au Caucase) et sur près de 700 km de large. Elle est marquée par des torsions (virgations) dont la plus marquée est l'arc ibéro-armoricain (fig.2).

Figure 2. Aspect probable des virgations de la chaîne Vasique.

La limite Nord de cet orogène est bien définie et correspond au "Front Nord Varisque" qui est une structure observable du Sud de l'Irlande jusqu'au Nord de l'Allemagne. Au Sud, la limite est bien identifiée dans le Sud de la Bohème, mais elle est fortement destructurée par la tectonique post-permienne qui a conduit à la formation des Alpes, des Pyrénées et du Bassin Liguro-Provençal.

 II. Méthodes d'étude.

Même si la chaîne Varisque est étudiée depuis longtemps, la connaissance de sa structure, de sa composition et de sa mise en place a beaucoup progressé avec l'avènement de la géophysique et d'une plus fine appréhension de la géodynamique interne. Cependant, seule la prise en compte des données nouvelles de tous les champs disciplinaires des géosciences permet d'affiner la compréhension de sa genèse. Ainsi, ci-dessous quelques exemples de travaux modernes sont cités.

Apports des données paléo-écologiques :

Ces données sont basées sur l'étude paléontologique et stratigraphique qui se fondent sur la répartition des organismes dans leur environnement sédimentaire pour reconstituer la paléogéographie. C'est une des plus anciennes méthodes de reconstitution des environnements géologiques, longtemps basée, pour cette époque du Paléozoïque,  sur l'étude des faunes de trilobites et de brachiopodes.

Les progrès dans les techniques d'extractions et la vulgarisation de l'utilisation de la microscopie électronique en géoscience a permis de préciser la valeur taxonomique d'organismes ou de palynomorphes plus petits, souvent pélagiques et donc plus dispersibles à l'échelle global.

Ainsi, en utilisant la répartition à l'Ordovicien des Chitinozoaires, notamment Linochitina pissotentis Paris, 1981 (fig. 3a) et Armoricochitina nigerica, Bouché, 1965 (fig. 3b), il a pu être mis en évidence la proximité géographique des différents éléments lithosphèriques situés au Sud d'Avalonia (fig. 4) pendant tout l'Ordovicien. Ceci permet de monter que même si ces éléments lithosphériques se sont séparés du Gondwana pour former des terranes, ils sont  restés relativement proche géographiquement de leur craton d'origine.

 Apports des données géologiques :

Les études de terrain permettent  d'identifier avec précision des roches magmatiques d'arc et de cordillière, des ophiolithes et des roches métamorphiques notamment de faciès de haute pression et basse température. Leur disposition permet de localiser les zones de suture et les structure tectoniques entrées en collision.

L'analyse des déformations et l'évolution des gradients du métamorphisme et les trajets PTt permettent de comprendre l'évolution géodynamique dans lequel ces roches se sont formées. L'étude des minéraux du métamorphisme est ainsi fondamental pour retracer ces trajets, comme par exemple la présence de coésite dans les roches varisques (fig.5)

Figure 5. Coésite dans un grenat provenant d'une éclogite de l'unité des Mont du Lyonnais (Lardeaux et al., 2001)

Dans cet exemple,  la présence de cristaux de coésite préservés dans des grenats souligne les processus d'enfouissement et d'exhumation. Elle permet de montrer que cette roche a été porté à haute pression (28kbar) soit à 90 km de profondeur vers 420 à 400 Ma puis exhumée à la profondeur de 30 km vers 380 à 360 Ma. Ces données ont permis de montrer que l'exhumation de croute ancienne et profonde s'est a débuté pendant la subduction et s'est achevée à la collision sous régime transpressif (collision + cisaillement).

Apports des données paléomagnétiques :

Le paléomagnétisme étudie le champs magnétique terrestre fossilisé dans la roche. les variations du champs sont un bon outil de datation, de corrélation et permet de positionner les continents et d'appréhender leur mouvements au cours du temps.

Les données concernant le Paléozoïque sont d'excellente qualité (Fig. 6) et associées aux données géochronologiques, elles permettent de reconstituer les grands assemblages lithosphériques (Fig. 6a). Cependant la précision ne permet pas de mettre en évidence les déplacement des terranes (Fig. 6b - la précision de ces données ne permet de visualiser que les déplacements supérieurs au millier de kilomètres).

  Des études à plus petite échelle montrent l'existence d'une importante anomalie magnétique au cœur du Bassin Parisien (AMBP).

Apport des données gravimétriques :

Les données gravimétriques compilent les variations de la pesanteurs mesurées à la surface de la terre. En géologie elles permettent non seulement d'appréhender les effets de la géodynamique interne (notamment les relations manteau / lithosphère - Fig.7a) et des grandes sutures crustales (Fig. 7b).

a	b
Figure 7: Carte des anomalies gravimétriques à l'air libre en mGal (a: source BGI/IAG, b : avec l'emplacement des paléocontiens et des terranes Banka et al., 2002)

A plus petite échelle, les données gravimétriques permettent de mettre en évidence la présence de roches de densités différentes dans la croûte. Les matériaux peu dense créant des déficits de masse et la présence de filons ou de matériaux denses créant un excès de masse.

Figure 8 . Carte du gradient vertical des anomalies gravimétriques prolongées à 5 km d'altitude  (Edel, 2008).

Ces données (Fig. 8) permettent de visualiser clairement un excès de masse  (anomalie positive - vert à brun) au niveau des grands cisaillements et des sutures (ex : Vendée, nord et Sud du Massif Armoricain) correspondant à la mise en place de roches basiques ou mantelliques plus ou moins métamorphisées et un déficit de masse modéré (anomalie négative - rose à violet) au niveaux des plutons plus acides.

Analyse de quelques exemples.

Apport des données sismiques :

L'utilisation de la sismique est devenue incontournable en géologie, les profils sismiques ECORS concernant la France métropolitaine sont maintenant assez anciens et les données actuelles sont souvent associées à la recherche pétrolière et peu disponibles. La croûte varisque est cependant bien étudiée par le biais de la sismique dans le reste de l'Europe (Fig.9).

Figure 9. Reconstitution à partir des données sismiques disponibles de la croûte européenne (a et b interprétation des subdivision lithosphériques, c profil sismique au travers des chaînes Varisque et Calédonienne, Artemieva & Meissner, 2012).

Les données de la synthèse ci-dessus permet de visualiser en fonction de la vitesse de propagation des ondes sismique dans les roches, une croûte moyenne (Fig.9 - middle crust) composée de granite et de gneiss (Vp = 6,4 à 6,5 km.s^-1) ainsi que de granulites felsiques (Vp ≈ 6,4 à 6,8 km.s^-1). Une croûte inférieure (Fig. 9 - lower crust) constituée de granulites basiques (Vp ≈ 6,8 à 7,2 km.s-1) et dans certaines zones l'existence d'une croûte très profonde (Fig.9 - lowermost crust) composée de pyroxénite et d'éclogites (Vp = 7,2 à 7,6 km.s^-1). L'ensemble reposant sur un manteau lithosphérique (constitué de lherzolites à spinels et de harzburgites - Vp > 7,8 km.s^-1) avec un Moho situé à des profondeurs très variables .

Apports des données isotopiques :

Grâce aux observations de terrain (stratigraphiques et paléontologiques) l'âge de phases tectoniques notamment dans les zones externes de la chaîne Varisque sont bien connues depuis plus de soixante dix ans. La chronologie et la durée des évènements magmatiques et métamorphiques ont nécessité une datation isotopique.

 Avec l'avancement des techniques et l'augmentation de la précision des mesures, on peut observer dans de nombreuses roches (plutoniques et métamorphiques), mises en place pendant l'orogenèse varisque que les minéraux présentent plusieurs phases de cristallisation. Cette genèse polyphasée a par exemple été étudiée dans le granite de Saint Anne d'Auray (Fig. 10). L'âge des zircons montre que certains sont hérités (506 +/- 20 Ma) et que les autres proviennent des phases de cristallisation du pluton (309 +/- 9 Ma et 317 +/- 10 Ma).

Figure 10 : image MEB en cathodo-luminescence de zircon du granite de Saint Anne d'Auray (Cocherie et al., 2008)

Ce nouveau type de donnée va permetre ainsi de dater et de définir avec une plus grande précision la succession des évènement tectoniques générant des magmas comme le montrent les récents travaux de Turrilot (2010, Fig. 11)

Figure 11 . Synthèse de l’ensemble des résultats des études géochronologiques U-Th/Pb sur monazite réalisées dans le Domaine Sud Armoricain. (les âges alignés verticalement correspondent aux 2 âges calculés pour le même échantillon)

III. les grands domaines mis en évidence par ces études.

On définit 3 grands domaines : la Branche Nord, la Branche Sud et, coincé entre ces deux domaines, le domaine des Blocs intermédiaires.

- la Branche Nord.

ce domaine est constitué de quatre séries définies du Nord au sud comme suit :

- Avant Pays.

Il correspond à des dépôts de nature principalement sédimentaire (molasse riche en charbon) déposés en bordure d'un bassin marin un peu plus septentrional. Peu déformé par l'orogenèse Varisque, ces sédiments affleurent dans les Ardennes Belges. Ces sédiments qualifiés de parautochtone brabançon forment la couverture dévono-carbonifère du socle brabançon. Bien décrit dans le bassin de Namur, il correspond à l'avant fosse de la chaîne varisque.

Ils reposent sur le socle cristallin du Brabant, d'âge Précambrien (1,8 Ga) recouvert de matériel volcanique de nature tholéiitique daté de 900 Ma. Ceci permet de suggérer que cette portion de socle était une marge active (arc volcanique + fossé d'arrière arc) mis en place en bordure des noyaux cratoniques du Gondwana à la fin du Précambrien (orogenèse Cadomienne et subduction de l'océan Iapetus, fig. 12a).

Ce socle correspond à la bordure méridionale du terrane Avalonia. Il s'est séparé du Gondwana au Cambrien inférieur lors de l'ouverture de l'océan Rhéique (fig. 12b)

Ce noyau cratonique affleure dans les Midlands (Angleterre) et se poursuit vers le Sud sous le Bassin de Paris, jusqu'à sa suture (faille de Bray) avec le terrane Armorica visible sur le profil sismique (fig. 13).

Ces derniers sont recouverts pendant le Paléozoïque inférieur (du Cambrien inférieur au Silurien) de sédiments non déformés par l'orogenèse Varisque, qui montrent par leur nature pétrographique les trois phases de l'évolution de cette marge :

- épaisse série de sédiments siliclastiques fins et séquences turbiditiques = > approfondissement important et comblement du bassin brabançon du Cambrien inférieur à l'Ordovicien inférieur (545 à 485 Ma).

- sédimentation siliclastique fine peu épaisse et riche en graptolithes => faciès de plateforme entre l'Ordovicien moyen et supérieur (475 à 445 ma).

- sédimentation turbiditique => approfondissement accéléré du bassin du silurien au Dévonien inférieur (445 à 415 Ma).

- Le Front Nord Varisque.

C'est le chevauchement vers le Nord du Massif ardennais (fig. 13). Autrefois appelé Faille du midi par les mineurs du Nord, elle marque la limite du bassin houiller.

- La Zone Externe

Aussi appelée Rhéno-hercynienne, cette zone comprend d'Ouest en Est  la Cornouaille,  l'Ardenne et le Massif Schisteux Rhénan. Bien qu'une portion ophiolithique  affleure au Cap Lizard (Sud de la Cornouaille BGS ) qui pourrait se prolonger sous le Bassin Parisien, elle est principalement constituée en France par des séries sédimentaires bien étudiées en Ardenne.

En Ardenne cette zone externe est une grande nappe de charriage dans laquelle les roches sont affectées par un important raccourcissement pendant l'orogenèse Varisque. Cette nappe est qualifiée "d'Allochtone Ardennais"comprend des terrains d'âge compris entre le Cambien et le Carbonifère moyen.

Figure 14. Structure de l'Ardenne (Geowall)

Les sédiments paléozoïques inférieurs affleurent dans le Massif de Rocroi, ils correspondent  :

Au Cambrien à près de 2 km de quartzophyllades de faciès de plateforme à la base et de faciès plus profond et tectoniquement plus actifs (turbiditique à slumps et brèches) dans les niveaux supérieurs. Ces niveaux sont quasiment azoïques (quelques niveaux contiennent Oldhania radiata)

Les faciès turbiditiques se poursuivent à l'Ordovicien et se succedent sur 330 m d'épaisseur.

Les formations sédimentaires sont différentes de celles du Brabant et indiquent donc que ces deux bassins évoluaient de manière distinctes à cette époque.

Les dépôts suivants sont Dévonien et sont discordant (discordance ardennaise) sur les quartzophyllades cambro-ordoviciennes redressées.  Le bascullement du Cambro-Ordovicien a été relié à une phase tectonique extensive contrecoup de plissements dans le massif du Brabant (voir les affleurements cambro-dévoniens du Massif de Rocroi : Linchamps , Tournavaux ).

Dans le massif de Rocroi, le Dévonien discordant est caractérisé par une sédimentation schisto-gréseuse d'épaisseur importante (Fig. 15 partie centrale) et débute par un niveau conglomératique (pouding de Fépin) et des grès grossiers (quartzites d'Haybes). Ces sédiments correspondent au comblement progressif de ce bassin puisque les faciès supérieurs devient littoraux à continentaux (fluviatiles et deltaïques).

Figure 15. Dépôts sédimentaires de l'Ordovicien inférieur en Ardenne (Geowall)

a - schistes de Linchamps (Cambrien)	b - arkose d'Haybes (Dévonien inf.)	c- diorite de Revin (Dévonien sup.)
Figure 16. échantillons de quelques roches du massif de Rocroi.

La mer transgresse au Dévonien moyen et les formations deviennent carbonatées (voir les affleurement fossilifères de Vireux) parfois construite. 

Des épisodes magmatiques mettent en place des filons de microgranites et des diorites (373 +/- 8 Ma). Ce magmatisme bimodale correspond à un contexte distensif de bordure de marge passive. les filon dessinent des losanges dont les côtés ont les mêmes directions que les fractures qui contrôlent la sédimentation ardennaise (voir la direction des filons).

De plus des déformations intra-sédimentaires (Fig. 17) soulignent que des failles crustales  de la plateforme (faille de Vireux) sont soumises à des contraintes (NNW/SSE).

Figure 17. Plissements synsédimentaires de Vireux.

Au Dévonien supérieur, voit l'ennoiement des récifs par une sédimentation détritique et leur disparition qui souligne un approfondissement du bassin. Le retour aux faciès de plateforme est mis en évidence par les dépôts de calcaires et de schistes calcaires au Carbonifère inférieur. Cette plateforme n'a pas une morphologie très homogènes car on retrouve des passages latéraux d'un milieu profond à émersif (avec des paléosol à charbons). Des slumps et des brèches apparaissent dans les dépôts supérieurs.

- La zone interne

Bien développée en Allemagne et au delà, cette zone n'est décrite qu'à l'extrémité du Massif Armoricain : le Léon (vert pâle, Fig. 18).

Figure 18. Localisation géographique de la zone interne (Ballève et al.,2009)

Cette zone est séparée du reste du Massif central par la Suture du Conquet (prolongement à l'Ouest de la suture de Tepla, limitant la zone Saxo-thuringienne et la Ride cristaline médio-allemande).

Le domaine du Léon (Fig. 19) est constitué de nappes empilées de roches fortement déformées et métamorphisées:

- des roches métamorphique d'âge Paléozoique

- les migmatites de Plouguerneau (340-330 Ma issues d'un socle cadomiene)

- les mylonites et ultramylonites de la zone de cisaillement de Porspoder-guissény ( zone de 500 m x 25 km)

- l'orthogneiss de Plounévez-Lorchrist dont le protolithe est d'âge Ordovicien inférieur.

- le paragneiss de Lesneven

- les micaschistes de Le Conquet. la nature du protolithe est pélitique. Il est donc issu de la transformation métamorphique d'un sédiment argileux, porté dans le faciès amphibolithique (600+/-50°C, de 4 à 8 kb - profondeur 12 à 25 km) puis. Le métamorphisme est daté de 338 +/- 5 Ma. traversés par des granitoïdes (La Pointe du Renard)

- l'orthogneiss de Brest dont le protolithe est une ancienne granodiorite (Fig.20, voir l'affleurement).

- Schistes d'Elorn d'âge protérozoïque traversé par des granitoïdes.

Figure 20 : Orthogneiss de Brest

- des métagabbro (Conquet) d'age Ordovicien inférieur.

Figure : Géographie (a) et coupe (b) du domaine du Léon (d'après Ballève et al., 2009)

-La zone des Blocs intermédiaires

bohème, centre armoriain centre ibérique

- La Branche Sud

sud bretagne, vendée, mc, bvm, vosges

III. Tentative de synthèse de l'histoire de l'orogenèse Varisque en France métropolitaine.

Les sédiments ardennais ont enregistré un évènement d'instabilité tectonique, marqué par un changement radical de la paléo-bathymétrie et un épisode volcanique important de la base de l'Ordovicien supérieur à la fin du Silurien inférieur (460 à 430 Ma). 

Pendant cet évènement qui correspond à la collision du Terrane Avalonia contre le continent septentrional Batilca (Suture de Thor, fig.4) la structure crustale d'Avalonia est fragilisée et se morcelle en différents blocs crustaux indépendants (craton des Midlands, de la Mer du Nord ...) qui vont se déplacer les un par rapport aux autres.

Ceci a pour conséquence la création plus au Nord, d'une chaîne intracratonique brabançone, par pincement et inversion tectonique du noyau du massif du Babant. La mise en place de cette chaine induit la création du  bassin d'avant pays  Ardenne-Eifel à subsidence très forte.

La seconde conséquence de la rotation du Bloc des Midland est l'ouverture sur la marge Sud Avalonienne de petits bassins en pull appart en relation avec l'océan Rhéique

Les dépôts issus de l'érosion de ce nouveau relief reposent en discordance

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