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L'orogenèse varisque

La chaîne varisque (ou hercynienne) est issue de l’affrontement de deux grandes entités continentales, au sud le Gondwana, au nord la Laurussia (issue de la réunion, à l’Emsien (-400 Ma, Dévonien inférieur), des continents Laurentia et Baltica, conséquentielle de l’oblitération de l’océan Iapétus lors de l'orogenèse calédonienne ; la Laurussia est le « continent des vieux grés rouges »). Cette convergence entre Laurussia et Gondwana résulte de la fermeture de deux zones océaniques par un jeu de subductions à vergence opposée : celle au nord de l’océan Rhéique entre Avalonia et Armorica et, au sud, celle de l’océan Galice-Massif Central (ou médio-européen) entre Armorica et Gondwana entrainant ainsi la coalescence de plaques plus petites (Avalonia, Armorica, Léon), séparées du reste du Gondwana pendant le Paléozoïque inférieur. La convergence a débuté au Dévonien (~420 Ma) et s’est achevée à la fin du Carbonifère (~300 Ma) pour former le super continent Pangée (« continent des nouveaux grés rouges »).

Reconstitution paléogéographique au Dévonien inférieur
Reconstitution paléogéographique au Carbonifère supérieur (310 Ma)
Au cours du Carbonifère, l’océan Rhéique se réferme ce qui érige la chaîne varisque européenne. La collision entre les plaques Kazakstania et Baltica est à l’origine de l’Oural et à la création de Laurasia. (La flèche noire positionne approximativement le territoire français au sein de la Pangée)
 
 
Cinématique des plaques entre l'Édiacarien et le Carbonifère supérieur (orogenèse varisque)
Schéma de la géométrie et de la cinétique des plaques impliquées dans l’orogenèse Varisque durant une longue partie du Paléozoïque. Si la définition des plaques Baltica, Laurentia et Gondwana ne pose pas de problème, les microplaques intermédiaires Avalonia et Armorica, d’origine nord-gondwanienne, restent encore contestées, au moins dans leur cinétique, et parfois même dans leur existence. (D’après M. Ballèvre et al., 2014)
Reconstitution du cadre géodynamique au Dévonien
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Essai de reconstitution du cadre géodynamique des plaques lithosphériques au Dévonien (-400 à -360 Ma) qui va aboutir au Carbonifère (~ 310 Ma) à la chaîne varisque européenne suite à la fermeture par subduction des océans Rhéique et Galice-Massif Central.

L’orogenèse varisque aboutit à un épaississement crustal à l’origine de reliefs importants.

Les rapports des isotopes stables de la molécule d’eau dépendent de son origine (crustale, marine ou pluviale) et, par ailleurs, pour celle de pluie, de l’altitude. En admettant que les tendances systématiques suivies par les isotopes stables des précipitations modernes sont identiques à celles que suivaient les isotopes stables des précipitations anciennes (principe de l'actualisme appliqué à la géochimie), il est possible d’estimer l’altitude des paléoreliefs sur lesquels l’eau est tombée, puis a été piégée, après infiltration, dans les minéraux hydroxylés de granites syntectoniques lors de leur mise en place le long de zones de cisaillement. Les teneurs en deutérium trouvées dans les muscovites datées de -300 Ma de granites de Bretagne du sud et du Massif Central correspondent à des altitudes similaires à celles des Alpes et non pas à celles de l’Himalaya (C. Dusséaux et al. 2019). Cette chaîne varisque est aujourd'hui entièrement érodée et la plupart des témoins géologiques de cette collision sont des roches métamorphiques, des migmatites et des granitoïdes, roches qui constituaient autrefois les racines profondes de la chaîne. Ces reliefs ont été aplanis dès la fin du Carbonifère. Des terrains, du Carbonifère supérieur ou en d’autres endroits du Permo-Trias, recouvrent en discordance angulaire les strates plissées lors de la tectonique varisque. La lithosphère étant en équilibre sur l’asthénosphère, aux reliefs de surface correspondent des racines crustales en profondeur. Lors de la pénéplanation des reliefs, la remontée du Moho par réponse isostatique, plus forte au niveau des racines crustales de la chaîne qu’en périphérie, explique la coexistence à l’affleurement de roches métamorphiques de même âge mais formées à des profondeurs différentes lors de l’épaississement crustal.


Stades de jeunesse et de vieillissement d’une chaîne de montagnes
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Stades de jeunesse et de vieillissement d’une chaîne de montagne

La chaîne Varisque européenne appartient à un vaste orogène de plus de 1 000 Km de large, du massif des Cornouailles à la Meseta marocaine, et sur quelques 8 000 Km de long, du golfe du Mexique (extrémité méridionale des Appalaches) à la mer Noire (monts Măcin).
Cette chaîne était alignée sur l’équateur, ce qui explique qu’on y trouve tout au long de spectaculaires gisements de charbons, indices de luxuriantes forêts équatoriales dont la strate arborée, entre 20 et 50 mètres de haut, était essentiellement formée de Ptéridophytes arborescentes (Lépidodendrons, Sigillaires, Calamites) et en lisière de Cordaïtes et la strate arbustive de Ptéridospermaphytes (« fougères » à graines, en réalité des ovules) subarborescentes. Cette forêt houillère occupait essentiellement des zones marécageuses littorales, bassins paraliques qui correspondent à des bassins flexuraux d'avant-arc.

CHaîne hercynienne à l'échelle du globe terrestre il y  a 300 Ma
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La chaîne varisque et le globe terrestre il y a 300 Ma (d'après M. Matte et M. Mattauer, 2003).
Certains segments (chaîne Varisque d’Europe occidentale, Appalaches et Oural) correspondent à des chaînes intracontinentales de collision, d’autres en bordure de continent, étaient probablement des chaînes liminaires de subduction océanique.
In = Plaque Indochine, K = plaque Kazakh, M = plaque Mugodzhar


Reconstitution palinspastique de l'orogène varisque
L'orogène varisque au sein de la Pangée
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Les différents domaines de la chaîne varisque européenne (modifié d’après P. Matte, 2001, M. Faure et al., 2008,
User:Woudloper (English original); User:toony (French translation), CC BY-SA 3.0 <https://creativecommons.org/licenses/by-sa/3.0>, via Wikimedia Commons)
L’orogène varisque au sein de la Pangée (1 Appalaches ; 2 Mauritanides; 3 Méséta marocaine; 4 chaîne européenne). D'après Dercourt


La chaîne Varisque constitue le socle antépermien de la France métropolitaine.

Ce socle affleure dans les vieux massifs stables (Massifs Armoricain, Central, des Ardennes, des Vosges, Corse) et dans les chaînes récentes pyrénéo-provençale et alpine.

En région PACA, des témoins de l'orogenèse varisque sont situés dans le massif des Maures, auquel se rattachent les îles d'Hyères (Porquerolles, Port-Cros et île du Levant), et celui du Tanneron et dans les massifs cristallins externes alpins des Ecrins-Pelvoux et de l'Argentera-Mercantour.

Notre région appartenait à la marge septentrionale du Gondwana. Les relations du massif des Maures et du Tanneron avec les autres pièces du puzzle varisque restent encore imprécises. En effet, le rifting permien, l’orogenèse alpine et le rifting oligocène ont isolé ce segment varisque, rendant tout raccord difficile. Il est possible, néanmoins, d’y retrouver :

- les reliques d’un socle de plus d’un milliard d’années (Méso-protérozoïque), intrudé par des granites et métamorphisé lors de l’orogenèse cadomienne à l’Édiacarien ;

Dans le massif des Maures, des âges, entre -630 à -617 Ma pour des leucosomes de migmatites à Saint-Tropez et de -575 ± 8 Ma pour le granite éclogitisé de Barral, ont été trouvés. Ces migmatites et ce granite proviendraient de l’anatexie crustale d’un socle méso-protérozoïque lors de l’orogenèse cadomienne (environs de -650 à -540 Ma). L’existence de ce socle régional protérozoïque anté-cadomien est attestée par l’âge du protolithe des orthogneiss oeillés de Bormes estimé aux alentours de – 1,5 Ga par des mesures U/Pb sur des zircons. Des enclaves surmicacées (restites) présentes dans les gneiss de Bormes et la typologie des zircons sont des arguments en faveur d'une origine magmatique, de nature granitique, pour le protolithe. L’ensemble a été remétamorphisé lors de l'orogenèse varisque. C’est sur ce socle cadomien que se sont déposées les roches sédimentaires à l'origine des roches métamorphiques paradérivées des massifs des Maures et du Tanneron.  

- les indices d’un rifting continental puis de l’ouverture d’un océan ;

La fin des temps protérozoïques voit la création du supercontinent Pannotia, aboutissement de l’orogenèse cadomienne. Pannotia entame, dès la fin de l’Ediacarien (-540 Ma), sa fracturation qui se matérialise par les ouvertures des océans Tornquist et Iapétus puis celles de l’océan  Rhéique au Cambien inférieur (-530 Ma) puis de l’océan Galice-Massif Central, d’étendue certainement plus modeste, à l’Ordovicien inférieur (-480 Ma).


Reconstitution du cadre géodynamique du super continent Pannotia
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Évolution schématique des domaines continentaux et océaniques entre la fin du Protérozoïque et l'Ordovicien moyen (d'après Sánchez Martínez et al., 2009)

Dans les Maures, affleurent des complexes leptyno-amphibolitiques (CLA) dans les environs de Collobrières, de la Garde Freinet, de Gassin-La Croix- Valmer. Les amphibolites correspondent à des roches magmatiques basiques, appartenant à la série magmatique transitionnelle, métamorphisées. Les leptynites sont issues du métamorphisme de roches volcaniques de type rhyolitique.
Un tel volcanisme bimodal est connu dans toute la chaine varisque et correspondrait à une phase de rifting continental s’inscrivant dans un contexte d'extension tardi-collisionnelle de l’orogenèse cadomienne et s’expliquant par le mécanisme de détachement du panneau lithosphérique plongeant (lithospheric breakdown ou délamination lithosphérique, schématisé dans la page consacrée aux distensions post-orogenèse varisque).
Les datations des protolithes de la plupart  des complexes de leptynites et d'amphibolites donnent des valeurs autour de -480 Ma c'est-à-dire à la limite Cambrien-Ordovicien.
En revanche, une étude géochronologique U-Pb sur zircons a permis de dater à -548 Ma la mise en place du protolithe des leptynites du CLA des environs de La Garde Freinet. Cet âge correspond à la limite Précambrien-Cambrien.

Dans l’ensemble de la chaîne varisque européenne, on associe classiquement le rifting cambrien avec l’ouverture de l’océan Rhéique, puis le rifting ordovicien avec l’ouverture d’un autre océan, l’océan Galice - Massif Central.

Les complexes leptyno-amphibolitiques sont souvent associés à des métagabbros et des serpentinites dont la signification géodynamique n'est pas encore résolue. Les métagabbros et les serpentinites constitueraient les témoins d’une lithosphère océanique, marqueur de l'ouverture puis de l’existence d’un océan (probablement celui de Galice-Massif Central). L’existence de cet espace océanique est attestée par la présence, dans les schistes noirs du mont Fenouillet à l'Ouest d'Hyères et du Cap des Mèdes à Porquerolles, de fossiles de Graptolites (Diplograptus tamariscus) qui ont permis de préciser un environnement marin et dater la sédimentation à l’étage Llandovery du système Silurien (-444 à -428 Ma). Les graptolites sont des fossiles d’organismes coloniaux marins à vie pélagique avec des formes planctoniques ou benthoniques, du Paléozoïque. Les graptolites sont apparentés au groupe actuel des ptérobranches (embranchement des Hémichordés). Cette parenté est maintenant confirmée puisqu'un exemplaire vivant a été découvert en 1989 au large de la Nouvelle Calédonie.

- les marqueurs magmatiques, métamorphiques et sédimentaires d’une fermeture océanique par subduction ;

Au Silurien supérieur (-440Ma) débuta la fermeture de cet océan Galice-Massif Central par subduction océanique vers le nord (présence d’enclaves éclogitiques dans les gneiss migmatitiques des Cavalières datées 431 ± 4 Ma). Cette subduction océanique s’est poursuivie une partie du Dévonien inférieur (éclogitisation du granite de Barral, datée 408 ± 6 Ma, éventuel marqueur d’une subduction continentale). Des éclogites affleurent par ailleurs dans la presqu'île de Saint-Tropez entre la plage de Tahiti et le cap du Pinet. Les éclogites correspondent à des roches du plancher océanique (gabbro ou basalte) qui ont subi une déshydratation progressive et un métamorphisme Haute Pression-Basse Température.

De plus, la composition chimique des minéraux primaires, en particulier celles des olivines et des spinelles chromifères (chromite, jadis exploitée), des serpentinites de la Verne et de la Carrade, semblerait indiquer qu’il s’agirait des témoins de cumulats magmatiques ultrabasiques (dunites) formés dans une zone avant-arc insulaire en contexte de subduction.

Enfin, la partie occidentale des Maures (Cap Sicié, plage du Cabasson à Brégançon, presqu'île de Giens, îles de Porquerolles et Port-Cros) est constituée d'une formation d'environ 2 000 m d'épaisseur de roches faiblement métamorphisées (schistes, quartzites, micaschistes) résultant de la transformation d’une série détritique (alternance d'argilites et de sables siliceux) attribuée à une sédimentation rythmique de type turbidites et interprétée comme correspondant à des flyschs. La sédimentation d’un flysch débute en effet avec l'activation d'une zone de subduction le long de l'une marge continentale active.

- les témoins d’une subduction continentale et de l’épaississement crustal conséquentiel ;
La subduction d’une marge continentale sous une autre, après disparition d’un domaine océanique, aboutit à un raccourcissement et un épaississement crustal par un sous-charriage d’unités crustales sous d’autres unités crustales. Ces sous-charriages s’accompagnent du métamorphisme des roches, de degré plus ou moins important en fonction de la profondeur de l’enfouissement des différentes unités. Cette phase d’empilement de nappes et de rétro-charriage commença vers 360 Ma. Ce métamorphisme de type Moyenne Pression-Moyenne Température a pu être daté à 345 ± 3 Ma (orthogneiss de Bormes) soit au Viséen.
Des déformations compressives à différentes échelles sont observables : failles inverses, plis, schistosité et foliation.
Les mises en place des plutons de granitoïdes syn à tardi-cinématiques : tonalites de Fontcounille, du Prignonet et de Reverdi (334 ± 3 Ma) et monzogranite calco-alcalin de l’Hermitan (338 ±- 6 Ma)  seraient liées à une subduction continentale qui aurait débuté vers -380 (Dévonien moyen) et qui se serait bloquée entre 340 et 330 Ma (Carbonifère inférieur).

- les traces de l’exhumation et désépaississement de la chaîne lors de l’évolution distensive tardi et post-orogénique de la chaîne.
Lorsque cessent les contraintes compressives, les chaînes de montagne formées subissent un effondrement gravitaire post-tectonique à l’origine de structures en extension et en décrochement. Les anciens accidents chevauchants rejouent en failles normales.
L’exhumation, sous l’effet d’un rééquilibrage isostatique, des unités entraînées en profondeur entraîne une évolution baro-thermique de ces unités.
La décompression adiabatique de la croûte continentale lors de sa remontée conditionne son anatexie et la genèse de granitoïdes post-cinématiques (granites du Plan- de-la-Tour et du Rouet, -324 ± 5 Ma) qui est donc décalée de quelques dizaines de millions d’années par rapport à la tectonique épaississante. Un métamorphisme secondaire (daté entre 320 et 317 Ma), de type Basse Pression-Haute Température, se surimpose au métamorphisme de type Moyenne Pression-Moyenne Température de la phase d’épaississement crustal.



Modèle orogénique conceptuel de la branche sud de l'orogenèse varisque
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Modifié à partir de GeolVar (M. Gonzales)

Les massifs des Ecrins-Pelvoux et de l’Argentera-Mercantour sont les Massifs Cristallins Externes les plus méridionaux des Alpes. La convergence cénozoïque lors de l’orogenèse alpine est responsable, par le biais d’un décollement basal, d’un déplacement des Massifs Cristallins Externes de plusieurs dizaines de kilomètres vers l'ouest ou le nord-ouest. Ce déplacement s’accompagne d’une rotation antihoraire.

On y retrouve comme dans le massif des Maures-Tanneron :

- des éclogites, indices de la disparition par subduction d’un domaine océanique, l’Océan Galice-massif Central, existent dans le massif de l’Argentera-Mercantour en particulier dans la région de Saint-Etienne de Tinée et la vallée de Gordolasque. Ce métamorphisme haute pression a été récemment daté à environ 340 Ma. Les amphibolites à grenat du Peyre-Arguet dans le massif des Ecrins-Pelvoux sont interprétées éventuellement comme des éclogites rétromorphosées ;
- des migmatites gneissiques et amphiboliques, traduisant un épaississement et un enfouissement crustal important par subduction continentale. Ces migmatites forment la majeure partie du massif du Pelvoux et affleurent dans de nombreux secteurs du massif de l’Argentera-Mercantour en particulier dans la vallée de Gordolasque et dans le secteur de la Madone des Fenestre. Les protolithes ont un âge cambro-ordovicien (environ 490 Ma) et celui de la migmatitisation Carbonifère supérieur (entre 332-295 Ma) ;
- des granitoïdes calco-alcalins tardi à post collisionnels ;
- des produits du démantèlement des reliefs (molasses) accumulés dans des bassins intra-montagneux (secteurs de la Madone des Fenestre et du lac Nègre).

Par ailleurs, des filons lamprophyriques intrudent les migmatites varisques et les granites d’âge Permien inférieur du massif de l’Argentera-Mercantour (zones de Valscura et de la vallée du Haut Boréon). Ces mises en place sont en lien avec l’amincissement lithosphérique d’âge Permo-Triasique qui annonce le cycle de Wilson, alpin, suivant. Cette activité filonienne se retrouve dans le massif des Ecrins-Pelvoux où elle semble plus précoce (fin Carbonifère).


     
Les massifs des Maures-Tanneron et cristallins externes des Alpes (Ecrins-Pelvoux et Argentera-Mercantour), témoins de l'orogenèse varisque

1 - Les marqueurs d’un socle précambrien
 

Protolithes des orthogneiss oeillés de Bormes

Migmatisation et granitisation lors de l’orogenèse cadomienne

- migmatites de Saint-Tropez
- granite de Barral

2 - Les marqueurs d’un rifting continental
 

Complexe Leptyno-Amphibolitique (CLA)

3 - Les marqueurs de la convergence lithosphérique




 
4 - Les marqueurs de la distension tardi à post-orogénique




 

Marqueurs magmatiques
Marqueurs tectoniques

 
 
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