Structure de la chaîne Varisque en Europe

En Europe la chaîne Varisque est caractérisée par la présence de deux virgations importantes, la virgation Ibero-Armoricaine dans la partie occidentale et la virgation de Bohème dans la partie orientale (Figure B3).

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Figure B3. A. Structure de la chaîne Varisque en Europe et en Afrique septentrionale au Permien (~270 Ma). CCZ : Coîmbra-Cordoba shear zone ; MCE SZ : Massif Cristallin Externes Shear zone ; SASZ : South Armoricain Shear zone ; MCF : Massif Central Français. D’après (Guillot and Ménot, 2009; Matte, 2001; Melleton, 2008). Détail de la structure Varisque en Europe dans sa position actuelle. ECMs : Massif Cristallin Externe des Alpes. Modifié d’après (Ballèvre et al., 2012; Faure et al., 2014b; Guillot et al., 2009; Tabaud, 2012; Talbot et al., 2005; Von Raumer, 1998).

Quatre domaines lithotectoniques peuvent être identifiés en Europe. Du Nord au Sud, on retrouve le domaine Rhenohercynien, le domaine Saxothuringien, le domaine Armoricain et le domaine Moldanubien au sud (Figure B3) qui peut-être subdivisé en en deux sous-ensembles

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le domaine Moldanubien Est et le domaine Moldanubien Ouest (Lardeaux et al., 2014) (Figure B3B,B4).

Les limites de ces domaines sont caractérisées par un ensemble de sutures (Figure B3).

Au nord, la suture Rheïque, marque la fermeture de l’océan Rheïque, préalablement

ouvert dès l'Ordovicien et se fermant au Carbonifère. La présence de séries ophiolitiques et sédiments d’âge Dévonien à Carbonifère, notamment en Cornouaille et en Ibérie atteste de son existence (e.g.Leveridge and Hartley, 2006).

Au nord du massif de la Bohème, la présence de roches magmatiques et d’ophiolites atteste de la présence d’un rifting et de l’ouverture de l’Océan Saxothuringien à l'Ordovicien. La fermeture de ce domaine formera au Carbonifère la suture Tépla (Figure B3) (Kemnitz et al., 2002; Matte, 2001). En France, cette suture correspond à celle décrite au Sud du bloc du Léon (Le Conquet-Penzé) (Faure et al., 2010).

Au sud, la suture eo-varisque représente la limite entre la microplaque Armorica et le Gondwana. Cette suture est caractérisée par la présence de d’ophiolites datées entre vers 480 Ma le long de la faille de Nort-sur-Erdre. Elle représente l’océan Médio-Européen (e.g. Faure et al., 2005, Ballèvre et al., 2009). Les complexes leptyno-amphiboliques présents à la base de l’unité supérieure des gneiss correspondent à la croûte continentale amincie de l'Océan Médio-européen. Au sud de l’océan medio-Europeen, la marge nord Gondwanienne (correspondant à la zone Moldanubienne a enregistré un métamorphisme de HP-UHP daté entre 430 et 360 Ma (Pin, 1980; Matte, 1998) associé à la subduction continentale.

Le domaine Rhenohercynien

Le domaine Rhenohercynien, situé entre le front Varisque au nord et la suture Rheïque au Sud (Figure B3,B4) est exposé à l’affleurement dans différents massifs, tels que les massifs du Devon, des Ardennes, du massif Schisteux Rhenan et du Harz. Cette zone est caractérisée par la présence de flysch syn-orogéniques datés du Dévonien et par une tectonique à vergence Nord qui se poursuit jusqu'au Carbonifère supérieur (Serpokhovien) (Franke, 2000).

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Le domaine Saxothuringien

Situé plus au Sud, et séparé de la zone Rhenohercynienne par la suture Rheïque, le domaine Saxothuringien est séparé au sud du domaine Armoricain par le suture Tepla, montrant des ophiolites reconnues en Grande Bretagne au Cap Lizard, et s’étendant en suivant la virgation Ibéro-Armoricaine jusqu‘au sud du Portugal où elles affleurent au niveau des Ophiolites de Beja (Figure B3) (Franke, 1989; Matte, 2002; Robardet, 2003).

Le domaine Armoricain

Ce domaine est constitué d’un socle d’âge Cadomien (Protérozoïque à Cambrien inférieur), affleurant essentiellement dans le massif Armoricain ainsi que dans l’est de l’Europe (e.g. Nord du massif de la Bohême (Schulmann et al., 2009)). Le socle Cadomien est surmonté de sédiments d’âge Paléozoïque (Franke, 1989). Au nord du massif central il est séparé du Bloc du Léon (dommaine Saxothuringien) par la suture du Conquet (Figure B3B). En Bohème le socle Cadomien est séparé du domaine Saxothuringien au nord par la suture Tépla et au sud du domaine Moldanubien par la suture eo-Varisque. Ce domaine est également reconnu dans la péninsule Ibérique (Ossa-Morena, Figure B3) ou il est séparé au Sud du domaine Rhenohercynien par la suture de Beja (Matte, 2002).

Le domaine Moldanubien

Enfin, situé dans la partie méridionale, le domaine Moldanubien qui s’étend du Nord du Portugal jusqu’à la Bohême, en passant par le sud du massif Armoriacin, massif Central, les Vosges et la Foret noire est considéré comme la racine métamorphique de la chaîne Varisque (Figure B3,B4) (Schulmann et al., 2009). Il a été récemment proposé que la zone Moldanubienne pouvait être séparée au niveau de la faille de Bray (Figure B3B) en deux sous domaines (Figure 4), le domaine Moldanubien Est et le domaine Moldanubien Ouest (Lardeaux et al., 2014).

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Figure B4. Carte tectonique de la chaîne Varisque dans le NE de l’Europe. TBU : Tepla-Barrandian Unit ; UGU. Upper Gneiss Unit; LGU : Lower Gneiss Unit. PA, Para-autochton; VB, Vindelicia Block; STB, Southern Thrust Belt. D’après Lardeaux et al. (2014).

Le domaine Ouest Moldanubien

Le Massif Central forme en grande partie le domaine Moldanubien Ouest, et est caractérisé par un empilement de nappes syn-metamorphiques (Figure B5, B6) (Faure et al., 2009, 2005; Lardeaux et al., 2014; Ledru et al., 1989).

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Figure B5.Carte structurale du Massif Central. (Faure et al., 2009)

Du sud au Nord six principales unités peuvent être identifiées :

i) Un bassin d’avant pays d’âge Viseo-Namurien, s’étendant au Sud du Massif Central au niveau du versant sud de la Montagne-Noire (Figure B5). Il est constitué de

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séries de turbidites et de flyschs, contenant des olitstolithes kilométriques de roches Paléozoïques.

ii) Un domaine des plis couchés et de chevauchement Paléozoïques . Composé essentiellement de métasédiments, de quartzites, et de quelques calcaires et amphibolites enregistrant un métamorphisme dans le faciès de schiste vert à amphibolite inférieur (Faure et al., 2005). Se superposant au domaines des plis couchés, le dôme gneissique de la Montagne Noire d’âge Carbonifère inferieur (315-295 Ma) mis en place dans un contexte transpressif dextre (Fréville et al., 2016; Pitra et al., 2012; Poujol et al., 2016; Rabin et al., 2015; Roger et al., 2015, 2004; Trap et al., in review; Whitney et al., 2015).

iii) Une séquence métasedimentaire d’âge probablement Néoprotérozoïque à Ordovicien, composée essentiellement d’une épaisse série de métapélites, de métagrauwackes, de quartzites et de quelques argilites et amphibolites. Cette séquence forme l’unité Para-Autochtone (Pa), et chevauche au Nord les séries sédimentaires Paléozoïques (Figure B6).

iv) L’unité inférieure des gneiss (LGU) (Figure B5) est principalement composée de roches métasedimentaires enregistrant un métamorphisme dans le faciès amphibolitique. Localement une anatexie précoce est observée, datée à environ 380 Ma (Faure et al., 2008).

v) L’unité supérieure des gneiss (UGU) (Figure B5) est caractérisée par la présence de reliques de haute pression (éclogites et granulites de haute pression). Ces éclogites qui contiennent parfois de la coésite (Lardeaux et al., 2001) enregistrent des conditions de pression et de température allant jusqu’à 2-3 GPa ; 700-750 °C, et ont été datées entre 430 et 415 Ma (Pin and Peucat, 1986). On peut également noté la présence d’un complexe leptyno-amphibolitique à la base de l’UGU qui serait la trace d’un ancien océan, l’océan Médio Européen (e.g. Matte, 2001)

vi) Enfin, l’unité de la Brévenne, au Nord Est du Massif Central (Figure B5) est principalement constituée de roches basiques et ultrabasiques (gabbros, basaltes) et de roches telles que des rhyolites et de trondhjemites datées à 366 ± 5 Ma (Pin and Paquette, 1997).

Affleurant au nord de la Brévenne, l’unité de la Somme est compossé de roches volcaniques calc-alcalines et de roches volcanoclastiques non métamorphiques datées du

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Dévonien moyen à inférieur. Cette unité est interprété comme un arc magmatique synchrone de du bassin d’arrière arc de la Brévenne.

Déposée en discordance sur l’unité de la Brévènne, on peut noter la présence d’une unité volcano-sédimentaire d’âge Viséen (335-320 Ma) que l’on retrouve également dans le Morvan (Figure B5) (Lardeaux et al., 2014 et références incluses). Ce sont les Tuffs Anthracifères.

Situé au sud du Limousin (Figure B5) l’unité de Thivier-Prayzac qui est lithologiquement similaire à l’unité Parautochtone, et est essentiellement constituée de métagrauwackes cambriens, de rhyolites et de quartzites et présente un métamorphisme croissant allant du faciès des schistes verts au nord au faciès amphibolitique au sud. L’allochtonie de cette unité a été établie sur la base d’observations structurales et métamorphiques. Cette unité est séparée au nord de l’unité supérieur des gneiss par le décrochement polyphasé d’Estivaux, d’abord senestre et contemporain d’un métamorphisme prograde, dont le fonctionnement a été daté à 346±4 Ma puis dextre dans les conditions d’un métamorphisme du faciès des schistes vert (Faure et al., 2009 et références incluses).

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Figure B6. Coupes simplifiées au travers du Massif Central montrant l’empilement de nappes. D’après (Faure et al., 2009).

De nombreuses roches partiellement fondues (Granites et Migmatites) affleurent dans le Massif Central et plusieurs de fusion partielle peuvent être identifiés dans le Massif Central.

Un première épisode épisodes de fusion partielle affectant essentiellement la partie supérieure de UGU et la LGU est daté entre 385-375 Ma. Un seconde épisode de fusion partielle responsable de la mise en palace de nombreux granites (Ex : Granite du Gueret, Figure B5) a lieu durant le Dévonien tardif (365-355 Ma). Un troisième épisode de fusion partielle Carbonifère daté à 345-310 Ma est également reconnu dans l’ensemble du Massif Central et est essentiellement responsable de la mise ne place de granites (Ex : Margeride) et de migmatite (Faure et al., 2009 et référence incluses). Un dernier épisode de fusion partielle tardi Carbonifère essentiellement reconnu dans le massif du Velay (Figure B7). Ce massif est caractérisé par l’abondance de produits de fusion partielle (granites, migmatites). Le dôme du

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Velay est composé principalement de plusieurs générations de granites et de migmatites formés durant le Carbonifère (340-300 Ma). Cependant, au premier ordre on peut distinguer deux épisodes de fusion partielle. Un premier épisode qui est interprété comme une succession d’épisodes d’anatexie, ou comme un continuum de fusion partielle s’étalant d’environ 335 Ma à 310 Ma (Figure B8), permettant la mise en place de migmatites et de plutons. Le second épisode, est lui plus court et beaucoup intense permettant la mise en place d’un large domaine migmatitique à environ 305-300 Ma (Figure B8).

Figure B7. Carte géologique de détail de la partie Est du Massif Central. D’après (Chelle-Michou et al., in prep).

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Un épisode précoce de fusion partielle (350-340 Ma), interprété comme contemporain de l’éppaissisement crutal, a récemment été décrit dans le Velay (Chelle-Michou et al., in prep).

Figure B8. Synthèse des âges U-Pb montrant les différents épisodes de fusion partielle dans le massif du Velay. (Couzinié et al., 2014 et références incluses)

Plus au sud, le dôme gneissique de la Montagne Noire (Figure B5) expose à l’affleurement un ensemble de roches partiellement fondues (granites, migmatites). Bien que l’origine du dôme de la Montagne Noire reste débattue (Driessche and Pitra, 2012; Rey et al., 2012), des études récentes proposent que le dôme migmatitique se mette en place dans un contexte de transpression dextre et que la structuration du dôme soit guidée par la présence de produits de fusion partielle (voir détail dans la Chapitre A). Cependant, une ambiguïté persiste à propos de l’âge de l’évènement thermique responsable de cette fusion partielle. Il pourrait se produire entre 335-320 Ma (Faure et al., 2010, 2014b) ou alors entre 315-300 Ma (Roger et al., 2015; Trap et al., in review; Whitney et al., 2015). Quoiqu’il en soit, il est évident qu’un intense épisode de fusion partielle affecte le domaine ouest Moldanubien durant le Carbonifère. Un métamorphisme de haute pression est également enregistré en Montagne Noire mais une

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incertitude demeure sur l’âge des éclogites (360 Ma ou 315 Ma) (Faure et al., 2014a; Whitney et al., 2015).

Bien qu’il n’y est encore aucun consensus sur la position de la zone axiale Pyrénéenne dans la structure Varisque européenne, il est important de noter que des dômes migmatitiques associés à des granites Carbonifères (312-305 Ma) sont reportés le long de la zone axiale des Pyrénées (e.g. Denèle et al., 2007).

Evidemment, tous ces épisodes de fusion partielle reconnus dans le Massif Central ont eu un impact sur l’évolution et la structuration de la chaîne Varisque que l’on ne présentera pas dans ce chapitre.

La zone Est Moldanubienne

Le domaine Est Moldanubien affleure essentiellement dans le massif des Vosges, du Schwarzwald ainsi que dans le massif de la Bohème.

Le massif des Vosges est classiquement sub-divisé en trois domaines principaux. Les Vosges septentrionales, séparées de la partie centrale et méridionale par la faille de Lalaye-Lubine, appartiennent au domaine Saxothuringien (Figure B9). Les parties centrale et méridionale appartiennent, elles, au domaine Moldanubien (détail dans Tabaud, 2012).

La zone centrale des Vosges est essentiellement composée de roches métamorphiques et migmatitiques au Nord et de granites au Sud. On peut distinguer différents sous-ensembles, l’unité monotone (MC, Figure B9) est principalement constituée de paragneisses migmatitiques à sillimanite et cordiérite (Lardeaux et al., 2001; Skrzypek, 2011; Skrzypek et al., 2012) enregistrant un métamorphisme de MP-MT suivi d’un métamorphisme de BP-HT (Latouche et al., 1992; Rey et al., 1989). L’unité variée (LC, Figure B9) est caractérisée par la présence de paragneisses migmatitiques à grenat enregistrant un métamorphisme de HP-HT suivi d’un métamorphisme de BP-HT daté à environ 340-330 Ma (Rey et al., 1989; Skrzypek, 2011; Skrzypek et al., 2012). L’unité granulitique pouvant être attachée à l’unité variée (Figure B9) est caractérisée par la présence de granulites felsiques, dont le protolithe est daté à environ 500 Ma. Cette unité enregistre également un métamorphisme de HP-HT suivi d’un métamorphisme de BP-HT daté à 340-335 Ma (Schaltegger et al., 1999; Skrzypek, 2011; Skrzypek et al., 2012).

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Dans le Sud de la zone centrale (Figure B9), de nombreux granites magnesio-potassiques représentant d’anciennes intrusions mises en place entre 345-332 Ma sont présents (Schulmann, 2002 et références incluses). D’autres granites plus jeunes (335-325 Ma) sont également décrits dans cette zone (Tabaud, 2012 et références incluses). La structure de cette zone métamorphique est interprétée comme le résultat d’une déformation polyphasée pendant la subduction continentale, responsable du métamorphisme de HP-HT, suivie d’une extrusion verticale et de l’aplatissement des niveaux structuraux moyens (Skrzypek, 2011) , synchrones de la mise en place des granites Mg-K pendant un raccourcissement Est-Ouest. Les granites Viséens se mettent en place dans un contexte d’extension Nord-Sud (Schulmann et al., 2009).

Plus à l’Est, le massif du Schwarzwald (Figure B9) présente de nombreuses similarités avec le massif des Vosges et est classiquement subdivisé en trois entités. Au nord, on retrouve une unité Paléozoïque inférieure (Cambro-Ordovicienne), principalement constituée de schistes, de phyllites, de gabbros et de carbonates. Elle est généralement considérée comme la partie la plus à l’ouest du domaine Tépla-Barrandien (Skrzypek et al., 2014 et référence incluses).

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Figure B9. Carte géologique des Vosges et du massif des Vosges et du Schwarzwald (Lardeaux et al., 2014 et références incluses)

Au sud de la faille de Baden-Baden, le massif du Schwarzwald se divise en deux ensembles. Au Nord, le complexe gneissique du centre du Schwarzwald dans lequel on retrouve l’unité monotone (Figure B9) qui se compose de paragneiss migmatitiques à sillimanite contenant des reliques d’éclogites et de péridotites. Cette unité enregistre un métamorphisme de HP-MT daté à environ 340 Ma suivie d’un métamorphisme de BP-HT à environ 330 Ma (Kalt et al., 1994a, 1994b). On retrouve également l’unité variée (Figure B9) qui enregistre là aussi, dans la partie de l’unité granulitique une phase de HP-HT datée à environ 340 Ma suivie d’un métamorphisme de BP-BT à environ 330 Ma (Marschall et al., 2003). En revanche, les paragneiss situés dans l’unité variée n’enregistrent eux qu’un épisode de BP-HT (Kalt et al.,

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1994a). Enfin, la partie la plus septentrionale du massif du Schwarzwald est principalement constituée de granites de type S mis en place au Viséen (330-325 Ma) (Von Drach, 1978).

Figure B10. Carte tectonique du massif de la Bohème. D’après (Schulmann et al., 2014).

Bien que l’on y retrouve également le domaine Saxothuringien et Tepla-Barrandien, le massif de la Bohème représente le domaine le plus à l’Est de la zone Est Moldanubienne.

Comme dans le massif des Vosges et du Schwarzwald, on retrouve une unité métasédimentaire équivalente à l’unité monotone et variée (Figure B10). L’unité monotone est constituée majoritairement de paragneiss enregistrant un métamorphisme du faciès amphibolitique (MP-HT- 8-10kbar ; 600-700 °C) daté à environ 330 Ma. L’unité variée

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enregistre des conditions de pression et de température similaires, et est constituée majoritairement de paragneiss, de marbres et de quartzites intercalés avec des niveaux de leptinites et d’amphibolites (Fuchs, 1986; Petrakakis, 1997; Racek et al., 2006; Štípská et al., 2006). On retrouve également l’unité granulitique qui est caractérisée par la présence de granulites felsiques de HP dont le métamorphisme de haute pression est daté vers 340-335Ma (Lardeaux et al., 2014 et références incluses).

Le massif de la Bohème dans son ensemble est interprété comme une orogenèse de type Andine impliquée dans une collision continentale mettant en jeux des processus de relamination crustale (Lardeaux et al., 2014; Schulmann et al., 2014).