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 ou paléo-Téthys selon les auteurs) 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 »).

Au cours du Carbonifère, l’océan Rhéique se referme ce qui érige la chaîne varisque européenne. La collision entre la plaque Kazakhstania (résultat de l’agrégation de plusieurs plaques plus réduites) et la plaque Baltica est à l’origine de l’Oural et de la création du supercontinent Laurussia. Cliquer sur l'image de droite pour l'agrandir
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 limites-contours et la cinétique des microplaques intermédiaires Avalonia et Armorica, d’origine nord-gondwanienne, font encore l’objet de débat (D’après M. Ballèvre et al., 2014).

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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 (lithosphérique, hydrosphérique ou atmosphérique) 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. La juxtaposition à l’affleurement d’unités métamorphiques contrastées est d’origine tectonique. Les 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 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.

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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

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Position de l’orogène varisque au sein de la Pangée sur une reconstruction d’E. Bullard et al (1965) : 1 Appalaches ; 2 Mauritanides; 3 Méséta marocaine; 4 chaîne européenne.	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)

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

Ce socle affleure dans les massifs anciens stables et érodés (Massifs Armoricain, Central, des Ardennes, des Vosges, Corse occidentale) 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, l’existence d’une croute continentale protérozoïque d’origine Gondwanienne est attestée par les âges à -2.5 à -1.8 Ga obtenus par des mesures U/Pb sur des zircons détritiques préservés dans les gneiss oeillés de Bormes les Mimosas (Tabaud et al., 2023). La nature des enclaves (micro-diorites, enclaves surmicacées, cornéennes…), les données géochimiques (éléments majeurs, en traces et isotopes) et la typologie des zircons indiquent que ces orthogneiss dérivent de granodiorites d’affinité calco-alcaline typiques des arcs magmatiques. Dans les zones les moins déformées des orthogneiss de Bormes les Mimosas (appelées parfois « métagranite de Barral »), les datations U/Pb des zircons magmatiques permettent de proposer un âge de l’ordre de – 590 Ma pour la mise en place de ces granodiorites (Tabaud et al., 2023). Ces données témoignent du fonctionnement d’une zone de subduction avec formation d’un arc continental à l’Ediacarien, c’est à dire durant l’orogenèse cadomienne (environs de -650 à -540 Ma). C’est sur ces intrusions cadomiennes que se sont déposées les roches sédimentaires à l'origine des roches métamorphiques paradérivées des massifs des Maures et du Tanneron. L’ensemble a été métamorphisé lors de l'orogenèse varisque.

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

La fin des temps protérozoïques voit, lors de la création de l’orogenèse cadomienne, les fermetures des océans Tornquist et Iapétus (subduction cadomienne sur la marge Nord du Gondwana; Linnemann et al., 2008; Cocks et Torsvik 2011; Domeier, 2016; Merdith et al., 2021). La fracturation du Gondwana se matérialise par les ouvertures de l’océan Rhéique puis de l’océan Galice-Massif Central, d’étendue certainement plus modeste, à l’Ordovicien inférieur (-480 Ma).

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 aux séries magmatiques alcaline ou tholéiitique 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 correspond à une phase de rifting continental lié à une ouverture océanique.

Les datations obtenues par la méthode U/Pb sur les zircons d’origine magmatique des protolithes des roches basiques des Maures orientales donnent un âge de 499.5 ± 2.9 Ma c'est-à-dire Cambrien (Jouffray et al., 2023).
Par ailleurs, 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, cependant discuté d’un point de vue méthodologique, 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 Dévonien débuta la fermeture de l’océan d’âge Cambrien par subduction océanique vers le nord (présence d’éclogites dans les gneiss migmatitiques des Maures orientales et du Tanneron). Des éclogites, relativement bien préservées, affleurent 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 (P= 17.2 – 18.5 Kbar et T= 640-660 °C, c’est à dire un faible paléo-gradient typique des zones de subduction, Jouffray et al., 2023).

Par ailleurs, 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 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, par différentes methodes géochronologiques, au Carbonifère dans l’ensemble des ortho et paragneiss des Maures et du Tanneron (Oliot et al., 2015).

Des structures tectoniques correspondant à 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 la fusion partielle de la racine orogénique où la base de la croûte et le manteau sont impliqués dans l'épaississement. Cette fusion de la racine orogénique est bien datée 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.

Le cycle orogénique varisque, débuté il y a environ 420 Ma, fin Silurien-début Dévonien, s’est achevé à la fin du Carbonifère, entre - 310 et - 295 Ma, avec l’érosion intense des chaînes de montagnes formées dont ne restent à l’affleurement que les matériaux provenant de leur démantèlement et les racines profondes sous forme de roches métamorphiques avec des intrusions de granites tardi-cinématiques.

Lorsque cessent les contraintes compressives, les chaînes de montagne formées peuvent, sous l’effet des forces de volume, subir un effondrement gravitaire post-tectonique à l’origine de structures en extension et en décrochement. Les anciens accidents chevauchants rejouent en failles normales.

Ainsi, au Carbonifère supérieur (principalement au Stéphanien, vers 300 Ma), cette distension s’est traduite dans le massif des Ecrins-Pelvoux par l’intrusion de filons basiques lamprophyriques et plus généralement dans l’ensemble de la région, par la mise en place de bassins limniques subsidents alimentés en matériaux terrigènes par l’érosion des reliefs. Les puissants dépôts détritiques (jusqu’à 1500 m) alternent avec des bancs de charbons résultant de la transformation, lors de l’enfouissement lié à la subsidence tectonique, de la matière organique végétale.

Les bassins du Reyran et de Pennafort, dans le massif du Tanneron, et de Plan-de-la-Tour dans le massif des Maures, sont limités par des failles normales orientées Nord-Sud. Celui de Barles, dans les Alpes de Haute-Provence, recouvert par la nappe de charriage de Digne, n’apparaît qu’à la faveur des clues creusées par le Bès. La zone houillère briançonnaise diffère des bassins précités par sa plus grande extension, sa puissance (3000 m), son âge (du Namurien au Stéphanien) et la transformation de la houille en anthracite par métamorphisme lors de l’orogenèse alpine.

Les dépôts carbonifères peuvent présenter des intercalations de cinérites dont la nature rhyolitique laisse à penser que ce sont des cendres émises par un volcanisme vraisemblablement contemporain de la mise en place en profondeur de batholites granitiques calco-alcalins comme ceux du Plan-de-la-Tour (~ 304 Ma) et du Rouet (~ 302 Ma), respectivement dans les massifs des Maures et du Tanneron.

En effet, l’exhumation 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. Ces granites alumineux (présence de cordiérite et muscovite), monzonitiques (proportion sensiblement égale de feldspaths calco-sodiques et potassiques) sont intrusifs dans des gneiss migmatitiques. Ces batholites résultent de la fusion partielle (anatexie) de la croûte continentale et sont caractéristiques des zones de collision continentale. Des pans entiers de croûte continentale peuvent être enfouis assez rapidement par subduction (de l’ordre du cm/an) et sous-charriages en collision mais leur réchauffement se fait beaucoup plus lentement et leur fusion partielle n’a lieu que 25 à 30 Ma après la fin des mouvements qui en sont la cause. C’est ce qui explique leurs modes de gisements, sécants sur les principales structures tectoniques régionales. Un métamorphisme secondaire, de type Basse Pression-Haute Température, se surimpose au métamorphisme de type Moyenne Pression-Moyenne Température de la phase d’épaississement crustal.

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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 kilomètres vers l'ouest ou le nord-ouest pour le massif des Ecrins-Pelvoux et vers l’ouest puis le sud pour l’Argentera-Mercantour. Ces déplacements s’accompagnent parfois 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 d’âge Cambrien (Filippi et al., 2023), qui affleurent dans de nombreux secteurs du massif de l’Argentera-Mercantour en particulier dans la région de Saint-Etienne de Tinée et la vallée de Gordolasque. La rétromorphose de ce métamorphisme haute pression a été récemment daté à environ 340 Ma (Jouffray et al., 2020). L’épisode de haute-pression est donc anté-Viséen. Les amphibolites à grenat du Peyre-Arguet dans le massif des Ecrins-Pelvoux sont interprétées éventuellement comme des éclogites rétromorphosées ;

- des migmatites para et orthodérivées, traduisant un épaississement et un enfouissement crustal important par subduction et collision 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 (entre 335-295 Ma) ;

- des granitoïdes calco-alcalins tardi à post collisionnels ;

- des produits du démantèlement des reliefs (molasses) accumulés dans des bassins intra-montagneux ouverts sur de grands décrochements (secteurs de la Madone des Fenestre et du lac Nègre).


Ce texte a été remanié et amendé par Jean-Marc Lardeaux (professeur des universités, GéoAzur, Université de Nice-Côte d'Azur) en octobre 2023 à partir de travaux scientifiques très récents dont les références se trouvent ci-dessous. Qu'il en soit ici chaleureusement remercié.

Réferences :

Cocks LRM, Torsvik TH (2011) The Palaeozoic geography of Laurentia and western Laurussia: a stable craton with mobile margins. Earth Sci Rev 106:1–51. Domeier M (2016) A plate tectonic scenario for the Iapetus and Rheic oceans. Gondwana Res 36:275–295.

Filippi M., Jouffray F., Lardeaux JM, Tiepolo M., Spalla M.I. (2023) Discovery of an exceptionally well preserved Variscan eclogite in the Argentera-Mercantour Massif (External Western Alps) and implications for the evolution of the southern Variscan belt. Geol. Soc. of America Bull. (sous presse).

Jouffray F., Spalla M.I., Lardeaux J.M., Filippi M., Rebay, G., Corsini, M., Zanoni D., Zucali M, and Gosso, G., 2020, Variscan eclogites from the Argentera–Mercantour Massif (External Crystalline Massifs, SW Alps): a dismembered cryptic suture zone: International Journal of Earth Sciences, v. 109, p. 1273–1294.

Jouffray, F., Lardeaux, JM, Tabaud, A.S., Corsini, M., Schneider, J. (2023)- Deciphering the nature and age of the protoliths and peak P−T conditions in retrogressed mafic eclogites from the Maures-Tannneron Massif (SE France) and implications for the southern European Variscides. BSGF - Earth Sciences Bulletin, 194, 10.

Linnemann U, Pereira F, Jeffries TE, Drost K, Gerdes A. (2008). The Cadomian Orogeny and the opening of the Rheic Ocean: the diacrony of geotectonic processes constrained by LA-ICP-MS UPb zircon dating (Ossa-Morena and Saxo-Thuringian Zones, Iberian and Bohemian Massifs). Tectonophysics 461: 21–43.

Merdith AS, Williams SE, Collins AS et al (2021) Extending full-plate tectonic models into deep time: linking the Neoproterozoic and the Phanerozoic. Earth-Sci Rev 214:103477.

Oliot E, Melleton J, Schneider J et al (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 Société Géologique Fr 186:145–169.

Tabaud AS, Lardeaux JM, Corsini M. (2022). A vestige of an Ediacaran magmatic arc in southeast France and its significance for the northern Gondwana margin. Int J Earth Sci. https://doi.org//10.1007/s00531-022-02277-z.