FRANCE - Géologie

FRANCE - Géologie

L’Europe centrale et occidentale contraste avec la plupart des autres masses continentales par le compartimentage de son relief et du tracé de son littoral, compartimentage qui traduit celui de sa structure géologique et explique sans doute certains aspects de son développement historique. On peut cependant, malgré les irrégularités de leurs tracés, distinguer de grandes zones, correspondant aux phases successives de plissement, chaque phase reprenant d’ailleurs en partie les terrains affectés par les précédentes. Pour chacune de ces zones, les terrains déformés peuvent affleurer, ou constituer le substratum érodé d’une plate-forme recouverte de sédiments postérieurs, restés sensiblement horizontaux. Du sud au nord et en allant des plus récentes aux plus anciennes, on trouve d’abord la zone alpine (qui s’étend également dans le Maghreb: cf. chaînes ALPINES), où des mouvements très intenses, au Crétacé et surtout au Tertiaire, ont intéressé une série de terrains secondaires, principalement marins (déposés dans une mer dont la Méditerranée serait le reste: cf. MÉSOGÉE), ainsi que leur substratum, affecté comme dans la zone suivante par les déformations varisques ou hercyniennes (cf. chaînes VARISQUES) de la fin du Primaire. Profondément érodée, la plate-forme hercynienne constitue le substratum des plaines du nord de l’Europe. La chaîne calédonienne , plus ancienne (Paléozoïque inférieur), occupe l’Écosse et la Norvège, mais ses éléments sont repris dans la chaîne hercynienne, de même que sont repris certains des témoins des orogenèses précambriennes (ainsi, le Penthévrien et le Briovérien dans le Massif armoricain), qui constituent principalement le bouclier balte ou massif svécofennide (Suède et Finlande) et le substratum d’une partie de la plate-forme russe couverte de sédiments horizontaux.

En Europe, la France est le seul pays qui s’étende de la Méditerranée, et des chaînes alpines qui entourent celle-ci, jusqu’aux plaines du Nord, à substratum hercynien (fig. 1). Malgré cette diversité, elle doit son unité à la facilité des communications, due à l’interruption des Alpes, qui s’arrêtent à la vallée du Rhône ou s’incurvent à son approche, la barrière des chaînes tertiaires ne reprenant que dans les Pyrénées. Cette interruption brutale des Alpes vers l’ouest s’accompagne d’un morcellement et d’une fracturation de la plate-forme hercynienne; d’où résulte l’individualisation des «massifs» et des «bassins». Dans les années 1830, Élie de Beaumont soulignait le contraste entre le Bassin parisien, au nord, lieu de convergence entouré de massifs anciens (Massif armoricain, Ardennes, Vosges), et le Massif central, pôle divergeant vers les bassins de l’Aquitaine, du Languedoc, de la Bresse. Image sans doute trop simple, car l’individualisation des bassins et des massifs s’est préparée de loin: il faut souligner le rôle des grandes cassures, le long desquelles le coulissement a atteint plusieurs dizaines de kilomètres à l’époque des plissements hercyniens: sillon de Bretagne, Grand Sillon houiller, faille de Villefort se prolongeant sous les Limagnes. Faut-il dans ce gigantesque jeu de blocs dont tant d’éléments nous échappent encore sous leur couverture sédimentaire, envisager l’ouverture du golfe de Gascogne ou admettre que le substratum de l’Aquitaine prolonge simplement le Massif central?

Ce socle hercynien, en général érodé assez profondément pour que l’on ait l’impression d’en observer des parties profondes, se présente diversement (cf. massifs HERCYNIENS). Dans le cas le plus simple, il est constitué de terrains sédimentaires plissés (Ardennes, Massif armoricain, Montagne Noire); il est alors relativement facile d’y reconnaître les éléments repris d’une orogenèse antérieure: massif calédonien de Rocroi, Briovérien du Massif armoricain, zone axiale de la Montagne Noire. Mais lorsque le Paléozoïque lui-même est métamorphique, la distinction des blocs repris des orogenèses antérieures devient beaucoup plus délicate, et elle a fait l’objet de longues discussions. Cependant, en Bretagne et dans le Massif central, les déterminations d’âge par radioactivité des granites qui se sont mis en place à toutes les époques d’activité tectonique ont aidé à clarifier les relations.

Il faut, à cause de leur importance économique, accorder une mention spéciale aux dépôts houillers, formations continentales essentiellement détritiques où se sont conservées des couches de charbon. Généralement discordants sur des terrains antérieurs eux-mêmes plissés, ces dépôts, formés dans des lacs peu profonds, sont contemporains des plissements. Plusieurs d’entre eux se prolongent sous la couverture secondaire, où ils ont pu être exploités.

À ces dépôts succèdent, parfois en continuité, plus souvent avec discordance, ceux du Permien, également continentaux, mais rouges et généralement dépourvus de charbon, non plissés, qui donnent un aspect particulier aux régions où ils affleurent. Ils ont été découverts aussi, par sondages, sous certaines parties du Bassin parisien.

Dès le Secondaire, une partie des massifs hercyniens manifestaient une tendance à l’émersion, au point de n’avoir presque jamais été recouverts par les terrains jurassiques et crétacés. Il faut bien distinguer les limites de ces terrains, qui se traduisent par l’amincissement des étages sédimentaires et par leurs faciès littoraux, des limites actuelles d’érosion. Les contours du Massif armoricain, de l’ouest du Massif central, de l’Ardenne n’étaient guère différents au Jurassique de ce qu’ils sont aujourd’hui. En revanche, les Vosges et le Morvan résultent du dégagement par l’érosion d’éléments qui avaient appartenu au fond du bassin et qui furent soulevés comme contrecoups des mouvements alpins, tandis que s’enfonçaient, en contrepartie, les petits bassins subméridiens où allait s’accumuler une épaisse sédimentation tertiaire (fossé rhénan, Bresse, Limagnes).

À vrai dire, ce ne sont pas seulement les massifs voisins du Bassin parisien qui se sont alors soulevés, mais tout l’est de celui-ci, érodé ensuite de telle manière qu’affleure la succession complète des étages accumulés en profondeur. Dans d’autres régions au contraire (Aquitaine, Bresse, ouest du Bassin parisien), les étages les plus récents peuvent dissimuler presque complètement le remplissage du bassin (qui n’a été révélé que par les sondages pétroliers); cette circonstance, apparemment secondaire, a joué un rôle essentiel dans le développement de la géologie.

Si le bord sud de l’Ardenne n’a pas varié depuis le Trias et le Jurassique, le Crétacé marque un changement de disposition: c’est du nord, passant par-dessus l’Ardenne dont elle cache l’extrémité ouest, qu’est venue la craie qui occupe le Bassin parisien, toute communication vers l’est s’étant trouvée interrompue, sans doute par le soulèvement des Vosges, qui semble avoir précédé l’effondrement du fossé rhénan.

Quelle était, au Secondaire, la limite orientale du Massif central? Bien que sa bordure orientale actuelle soit marquée par un complexe de grandes failles, certainement d’âge alpin, elle correspond à peu près à la limite d’extension des terrains secondaires au moment de leur dépôt: le Morvan et, sans doute, une partie du Beaujolais étaient submergés, et la limite se trouvait à l’est du Rhône, entre Lyon et Valence, peu à l’ouest de leur limite actuelle d’extension, dans le Vivarais. Le golfe des Causses, isolé, a conservé sensiblement la même forme pendant tout le Jurassique. Le sillon rhodanien, limite du Massif central, où sont venus s’interrompre les plissements alpins, était donc prédestiné de longue date.

Parce que la géologie est née en Europe occidentale, on a choisi, comme limites des systèmes, celles qui correspondaient aux grandes lignes de son histoire géologique; il suffit donc de dire, pour caractériser la sédimentation sur la plate-forme hercynienne, que le Trias correspond à une sédimentation à dominante continentale, le Jurassique à une sédimentation marine continue, le Crétacé à un retrait de la mer suivi d’une sédimentation continentale – au moins par places – puis marine. On verra plus loin les détails de cette histoire pour l’Aquitaine et pour le Bassin parisien.

Dans les Alpes, toutefois, la sédimentation marine a été continue du Jurassique au Crétacé. On se reportera, pour ce qui concerne cette région, à l’article ALPES; il suffit d’indiquer ici les caractères particuliers de la façade française: l’absence de l’avant-fosse molassique (où les sédiments détritiques atteignent plusieurs milliers de mètres d’épaisseur, et qui longe le pied nord des Alpes); l’existence d’un faisceau de plis affectant la seule couverture secondaire, avec le Jura et les chaînes subalpines (où rien n’indique la prédestination géosynclinale).

Les Alpes ainsi arrêtées au sillon rhodanien, où chercher leur prolongement? Dans les Apennins, la Sicile et les chaînes du Maghreb? dans les Baléares et l’Andalousie? On sort ici du sujet. Mais le nord-est de la Corse offre un petit segment alpin, que l’on voudrait pouvoir remettre à sa place, fût-ce en imaginant un déplacement et un pivotement de l’île.

Les Pyrénées ^{[cf. PYRÉNÉES]} ne paraissent pas représenter un prolongement des Alpes. Faites de blocs hercyniens remaniés au Crétacé supérieur, avec une couverture sédimentaire en général mince (sauf dans le sillon nord-pyrénéen qui sera décrit à propos de l’Aquitaine), elles comportent un prolongement oriental, vers la Provence cristalline, attesté par la présence de granite à faible profondeur dans le golfe du Lion, au sud de la Camargue. Les plis du Languedoc, ceux de la Provence calcaire apparaissent comme la partie septentrionale d’un édifice, dont le reste serait caché par la mer: chaîne pyrénéo-provençale, plus ancienne que les Alpes (au moins les Alpes occidentales) et de tracé différent.

Lors des mouvements alpins, on a vu que quelques-uns des massifs hercyniens se sont soulevés, voire fracturés; sur les plates-formes recouvertes de sédiments secondaires, des déformations se sont également produites. Celles-ci ont été enregistrées dans certains cas par les variations de faciès ou d’épaisseur des terrains déposés. D’autres déformations – parfois les mêmes – se traduisent par des failles ou des ondulations des couches mésozoïques, l’exemple le plus remarquable étant celui de l’anticlinal du pays de Bray, au nord de Rouen. Il est vraisemblable que le tracé de ces accidents est déterminé par le rejeu des dislocations du socle, lesquelles résultent elles-mêmes de ses déformations d’âge hercynien.

Si les mouvements alpins ont été les plus récents de ceux qui sont responsables de la structure profonde, ils sont terminés depuis assez longtemps (fin du Miocène) pour que l’érosion et la sédimentation ultérieure aient profondément modifié les régions qu’ils avaient affectées. En fait, on reconnaît très souvent, dans les Alpes, les traces d’un soulèvement qui est bien postérieur aux plissements (Pliocène?) et qui a permis à l’érosion de reprendre avec intensité en contrebas de surfaces aujourd’hui très élevées, mais dont les formes étaient beaucoup plus usées que le relief actuel. De même, dans le Massif central, le creusement des grandes vallées semble avoir été postérieur au Miocène (voire au Pliocène, dans le Vivarais, où les basaltes des Coirons ont protégé une partie de la surface d’érosion pliocène).

Cependant, dans les Alpes, les grandes vallées sont parvenues, très avant dans l’intérieur de la chaîne, à un profil assez bas pour que l’érosion ne le modifie plus. L’érosion encore active des versants y accumule, dans les cônes de déjection latéraux, des alluvions que les cours d’eau principaux sont incapables de transporter.

Cette érosion, de même que l’accumulation des alluvions dans les grandes vallées et dans quelques plaines littorales, a été, à plusieurs reprises au cours du Quaternaire, profondément marquée par l’extension de glaciers. Dans le domaine ainsi envahi (la majeure partie du Jura, le sud de la Bresse, le bas Dauphiné jusqu’à Lyon, les hautes vallées des Alpes du Sud, une partie des Vosges, les zones les plus élevées du Massif central, les Pyrénées, avec des débouchés dans la plaine à partir des principales vallées), toutes les formes du relief ont été modifiées par l’élargissement et le surcreusement des vallées et par l’accumulation des dépôts morainiques; plus en aval, leur influence est marquée par l’échelonnement des terrasses d’alluvions grossières, qui portent les traces de climats froids (dépôts éoliens, solifluxion).

L’existence de volcans, sporadique en dehors de l’Auvergne et du Vivarais où leurs dernières manifestations sont très récentes, est une autre caractéristique de la période postérieure aux plissements alpins.

1. Massif central et Montagne Noire

Le Massif central français est un fragment de la chaîne hercynienne dont le plissement se situe vers la fin de l’ère primaire. Ce massif n’apparaît cependant pas sur une carte comme une chaîne linéaire, mais, selon l’expression des géographes, comme un «plateau central» d’une largeur de 300 km d’est en ouest et de 450 km du nord au sud (fig. 2 a). La surface de ce plateau est une pénéplaine qui a été nivelée avant le Trias, mais qui a été ultérieurement déformée et remodelée. Si on néglige ces déformations, cette pénéplaine s’élève progressivement de l’ouest (400 m dans le Limousin) vers l’est (1 400 m dans le Lyonnais). Cette inclinaison est d’origine récente, car elle est limitée à l’est par le rebord cévenol à relief très jeune dominant la vallée du Rhône (fig. 2 b).

On peut distinguer dans ce massif: le socle hercynien antéstéphanien, les bassins stéphaniens et permiens, les grands fossés oligocènes, les massifs volcaniques.

Le socle hercynien antéstéphanien

La structure du socle est caractérisée par le fait que les plis d’orientation nord-ouest dite «armoricaine», qui dominent dans la partie occidentale du massif, se raccordent avec les plis des régions orientales, d’orientation nord-est dite «varisque», en une disposition en V. En fait, cette structure est beaucoup plus complexe, en raison de la présence d’un vaste noyau antéhercynien au nord. On peut distinguer, dans le socle, quatre unités structurales que l’on examinera successivement du sud au nord (fig. 3).

Zone de la Montagne Noire méridionale

La Montagne Noire, au sens géologique du terme, est divisée en un versant méridional et un versant septentrional par une zone axiale, allongée ouest-sud-ouest - est-nord-est. La zone méridionale est constituée par une série paléozoïque marine allant du Cambrien au Dinantien. Le Cambrien débute par les grès de Marcory (Géorgien) reposant en concordance sur les schistes de la zone axiale attribués à l’Antécambrien.

Des calcaires à Archaeocyathus (Géorgien) viennent au-dessus, puis une série schisto-gréseuse allant du Cambrien moyen à l’Ordovicien inférieur. Après une lacune du Llandeilo, qui correspond à une surélévation de la zone axiale, la sédimentation reprend avec un Caradoc gréseux, un Aschgillien calcaire et un Silurien schisto-calcaire. Le Dévonien est du type méditerranéen, entièrement calcaire. Le Dinantien débute par des lydiennes à nodules phosphatés. Après une lacune du Tournaisien supérieur, le Viséen inférieur est calcaire, et le Viséen moyen et supérieur présente le faciès «culm» schisto-gréseux. L’épaisseur totale du Paléozoïque est de l’ordre de 6 000 m.

Les plis majeurs de cette série sont hercyniens et se situent après le Dinantien et avant le Stéphanien. Une première phase a donné les écailles du Minervois, poussées au nord-nord-ouest. La phase paroxysmale a donné naissance à de grandes nappes (mont Peyroux, Pardailhan) issues de la zone axiale, et poussées au sud sur l’autochtone du versant méridional. Une troisième phase a vu la mise en place des écailles de Cabrières. Ce sont des lambeaux de la nappe du mont Peyroux, glissés par gravité vers le sud.

Zone des schistes périphériques

Le versant septentrional de la Montagne Noire présente une série analogue à celle du versant sud, avec une lacune totale de l’Ordovicien supérieur, qui n’a pas franchi la zone axiale, et une lacune totale du Dévonien et du Dinantien. Dans la région du Vigan, on retrouve les calcaires géorgiens avec une couverture de schistes acadiens et potsdamiens, engagés dans des nappes poussées au sud.

Vers le nord de la Montagne Noire, les calcaires géorgiens s’amincissent en niveaux calcareux, discontinus, et l’on passe à la série monotone des schistes et quartzites sériciteux de l’Albigeois cristallin, qui se prolonge jusque dans la Viadène et la Châtaigneraie. Il en est de même pour les formations du Vigan qui, au nord, passent aux schistes et quartzites des Cévennes. Dans ce vaste ensemble, les niveaux différenciés sont rares. Le plus remarquable est la série des gneiss conglomératiques de la Cézarenque (Cévennes).

La zone des schistes périphériques se retrouve en bordure du Limousin, où elle a été décalée de 50 km vers le sud par le décrochement du Sillon houiller. Par analogie de faciès avec la Vendée, on a attribué cette série à l’Antécambrien, au Cambrien et à l’Ordovicien. Ainsi, les schistes périphériques sont d’âges antécambrien, cambrien, ordovicien et silurien. Le métamorphisme est du type à chlorite-séricite. Il passe à un métamorphisme à biotite en bordure de la zone lémovico-arverne ou en bordure des massifs cristallins périphériques. Des plissements majeurs sont considérés comme postdinantiens et antéstéphaniens.

Il existe dans la zone des schistes périphériques une granitisation représentée par des massifs grano-dioritiques du type circonscrit, postérieurs aux plis majeurs, d’âge westphalien tardif (Sidobre, Aigoual, Saint-Guiral, Lozère, Borne, Entraygues) ou même stéphanien tardif (Villefranche-de-Rouergue).

Massifs cristallins périphériques

Les massifs cristallins périphériques sont des massifs de «migmatites» (gneiss granitiques) apparaissant dans des structures anticlinales au sein de la zone des schistes périphériques. Les plus importants sont les massifs de Nore et de l’Agout, dans la zone axiale de la Montagne Noire, et les massifs de Rodez et du Levezou, dans le Rouergue. Ces structures ont été interprétées soit comme des fronts de granitisation ou de migmatisation, soit comme de vieux socles antécambriens remobilisés.

Zone lémovico-arverne

La zone lémovico-arverne s’étend dans le Limousin, la Marche, l’Auvergne, le Velay, le Vivarais, le Lyonnais, le Charollais et le Morvan. On y trouve une série cristallophyllienne très métamorphique, sur laquelle repose en discordance, dans le nord-est, du Dévonien et du Dinantien.

La série cristallophyllienne lémovico-arverne est constituée de bas en haut par des gneiss à cordiérite, des gneiss à biotite et sillimanite, des gneiss à deux micas et enfin des micaschistes. Un niveau épais de «leptynites» (rhyolites métamorphiques) et des niveaux multiples d’amphibolites sont souvent présents dans les gneiss. Des migmatites stratoïdes, à structure œillée ou litée, ou même anatexique, se développent par mobilisation (ou métasomatose), en strates, préférentiellement dans les leptynites, mais également dans les gneiss. Dans le haut Allier, ces strates sont discordantes sur la série gneissique. La série lémovico-arverne est constituée de matériel antécambrien. Son plissement et son métamorphisme majeurs sont antéhercyniens. Mais elle a été reprise par un métamorphisme et des plissements hercyniens.

Le Dévono-Dinantien qui repose en discordance sur cette série débute par des calcaires givétiens et frasniens, surmontés par des schistes famenniens et tournaisiens inférieurs, à coulées d’albitophyres. Après une lacune du Tournaisien supérieur, le Viséen inférieur est constitué de schistes et de poudingues, avec des tufs orthophyriques. Le Viséen moyen est un étage de grès et poudingues, à lentilles calcaires. Le Viséen supérieur est un ensemble de tufs rhyolitiques avec niveaux marins fossilifères et niveaux continentaux à anthracite. Le Dévonien et le Viséen sont plissés et deviennent métamorphiques vers le sud dans le Lyonnais (série de la Brévenne, série de Violay).

La zone lémovico-arverne a été beaucoup plus fortement plutonisée que la zone des schistes périphériques. Cette plutonisation a duré depuis la fin du Viséen moyen (face=F0019 漣 340 Ma) jusqu’à la fin du Stéphanien (face=F0019 漣 280 Ma) avec deux phases majeures à la fin du Viséen (face=F0019 漣 330 Ma) et à la fin du Westphalien (face=F0019 漣 300 Ma).

Les bassins stéphaniens et permiens

La structure plissée du Massif central a été tronçonnée à la fin du Westphalien et avant le Stéphanien (tronçonnement asturien) par de grandes fractures et, surtout, par de grands décrochements comme le Sillon houiller, le décrochement de Villefort ou le décrochement du Forez. Le long de ces dislocations se sont établis, dans tout le massif, des bassins houillers lacustres (Autun, Blanzy, Saint-Étienne, Alès, Commentry, Saint-Éloy, Messeix, Decazeville, Brassac, Ahun, Carmaux, Graissessac...). On y trouve une alternance de grès grossiers blancs, de schistes noirs à fougères et de couches de houille qui sont, ou ont été, partout exploitées.

Les sédiments ont été violemment plissés dans presque tous les bassins par resserrement du fossé. Ces plis, poststéphaniens, sont entièrement indépendants des plis antéstéphaniens.

À la fin du Carbonifère, et au début du Permien, la chaîne hercynienne a été morcelée, et le Massif central a acquis approximativement sa forme actuelle par surélévation, ainsi que par affaissement des régions périphériques. C’est à cette époque que le bassin des Causses, séparant la Montagne Noire du reste du massif, s’est individualisé.

La pénéplanation du massif, qui a débuté au Stéphanien, s’est achevée au Permien, et les matériaux détritiques se sont accumulés dans des bassins externes (Autun, Aumance, Brive, Grésigne) ou dans les Causses (causse Comtal, Saint-Affrique, Lodève). Le Permien y débute par des schistes noirs autuniens parfois bitumeux (Autun), surmontés par une épaisse série saxonienne de conglomérats, grès et argilites rouges.

Le tronçonnement asturien du Massif central est responsable de sa richesse en gîtes métallifères.

Les grands fossés oligocènes

L’Oligocène correspond à une nouvelle période de fracturation qui a déterminé l’apparition de grands fossés de subsidence, comblés de sédiments continentaux épais. Ce sont les Limagnes de l’Allier et du bassin d’Ambert, les bassins du Puy, du Forez et du Roannais, jalonnant la vallée de la Loire, le bassin d’Aurillac et le bassin du Malzieu à la périphérie du Cantal (fig. 2 a).

La subsidence a été maximale dans le fossé de Limagne, où elle a atteint 2 000 m à l’ouest (fig. 2 b). Le remblaiement y a été successivement détritique (sables, arkoses), lagunaire (marnes gypsifères), saumâtre (marnes à Cypris ), puis lacustre (calcaires localement bitumineux). Le lac a persisté jusqu’à l’Aquitanien à Saint-Gérand-le-Puy.

Les autres bassins sont remblayés de sédiments analogues, avec des successions locales différentes. Certains ont persisté jusqu’à la fin du Miocène (Forez).

Les massifs volcaniques

Volcanisme ancien

Le volcanisme ancien a débuté dans le Massif central dès le Stampien, où l’on note en Limagne des éruptions sous-lacustres (pépérites). Mais l’activité volcanique a pris une grande extension pendant le Miocène, le Pliocène et surtout le Villafranchien avec l’édification des grands massifs volcaniques du Mont-Dore, du Cézallier, du Cantal, du Devès, du Velay, de l’Aubrac, des Coirons et de l’Escandorgue (fig. 2).

Les uns, comme le Cantal ou le Mont-Dore, sont de grands strato-volcans où les coulées sont interstratifiées dans un vaste cône de brèches à ciment de cendres rhyolitiques. La fin de l’activité a été marquée par l’émission de coulées terminales apportant au cône de cendres une carapace protectrice. Le volume des produits volcaniques émis a été suffisant pour qu’apparaisse, dans le socle, une caldeira d’effondrement de grande dimension (fig. 4). Les produits volcaniques de ces massifs sont très différenciés. Ils vont de laves acides (rhyolites, phonolites) jusqu’à des laves basiques (basaltes) réparties en deux séries: l’une de tendance alcaline, l’autre de tendance tholéiitique.

D’autres massifs sont des accumulations tabulaires, du type «trapps», de coulées basaltiques séparées par de minces couches de tufs. Les laves y sont beaucoup moins différenciées (Cézallier, Aubrac, Devès, Coirons, Escandorgue).

Le Velay enfin est caractérisé par l’abondance des pitons phonolitiques (sucs) qui prennent ici un très grand développement. La série volcanique y est alcaline.

Volcanisme récent

L’activité volcanique a repris à une époque récente avec l’édification de la chaîne des Puys, qui a débuté il y a 100 000 ans et s’est terminée il y a 7 000 ans seulement. Il s’agit d’une chaîne d’une soixantaine de petits volcans alignés nord-sud en bordure ouest de la Limagne. Ce sont en majeure partie des volcans stromboliens, avec cône de scories à cratère. Ils ont émis des coulées de basaltes et d’andésites, qui ont suivi les vallées soit vers la Limagne à l’est, soit vers la Sioule à l’ouest (fig. 5). Un très petit nombre sont des dômes d’extrusion trachytiques. Le plus remarquable de ces derniers est le puy de Dôme, au centre de la chaîne (1 465 m). La série volcanique est à tendance tholéiitique. Les nombreuses sources thermo-minérales bicarbonatées de l’Auvergne sont les seules manifestations résiduelles de ce volcanisme.

2. Massif armoricain

Fragment isolé vers l’ouest de la «cordillère de l’Europe moyenne» érigée à la fin des temps primaires, le Massif armoricain est constitué essentiellement d’un socle antécambrien et d’une couverture paléozoïque, étagée du Cambrien au Carbonifère.

Héritant ses structures actuelles de la superposition de trois cycles orogéniques – les deux premiers étant précambriens, le dernier d’âge hercynien –, cet ensemble est en outre profondément atteint, au nord et au sud, par des phénomènes métamorphiques puissants et par l’intrusion de nombreux massifs cristallins, principalement granitiques.

Dans son état actuel, résultat direct de cette succession d’événements, le Massif armoricain apparaît donc comme une chaîne polygénique, formée de plis hercyniens orientés approximativement est-ouest, séparés par des éléments de socle. Ouverts légèrement en éventail vers l’est-sud-est dans leur partie orientale, en direction du Massif central et des Vosges, ces plis se resserrent dans leur partie occidentale où ils amorcent une inflexion vers le sud-ouest en direction de la Meseta ibérique. Dans ce complexe, on reconnaît plusieurs «domaines» (fig. 6).

Domaine des grands synclinaux paléozoïques

Vers l’est et le nord-est, en Bretagne centrale ou orientale et dans les régions du golfe normano-breton, le domaine des grands synclinaux paléozoïques présente une couverture primaire épicontinentale plissée, discordante sur un socle précambrien. Cette couverture, souvent peu épaisse, à dominante détritiqve, coupée de lacunes liées à des régressions locales, caractérise des mers généralement peu profondes: au cœur du géosynclinal préhercynien d’Europe moyenne et occidentale, la région armoricaine appartenait pendant le Primaire à une zone de rides toujours voisines de l’émersion (axe Armorique-Bohême). Le caractère «interne» de cette zone et sa mobilité magmatique sont confirmés par la mise en place tardive des derniers granites précambriens de Normandie et du Maine (granites mancelliens), puis par les divers volcanismes qui accompagnent la sédimentation paléozoïque (kératophyres cambriens, kératophyres et spilites dévono-dinantiens).

Le morcellement actuel de cette couverture, plissée à la fin du Primaire, est lié à l’érosion et à la pénéplanation post-hercynienne, et seuls subsistent maintenant les creux synclinaux de Normandie, de Bretagne moyenne (synclinorium médian), de Bretagne méridionale et d’Anjou (synclinorium de Saint-Julien-de-Vouvantes), auxquels s’ajoutent les écailles cambro-siluriennes de Vendée.

Dans les vastes anticlinaux intermédiaires s’observent les différents faciès du socle précambrien, constitué principalement d’une épaisse série sédimentaire géosynclinale, le Briovérien (face=F0019 漣 850 à 漣 600 Ma), plissée avant le Cambrien lors de l’orogenèse «cadomienne». À cette orogenèse se rattachent les métamorphismes «domnonéen» (Bretagne septentrionale) et «ligérien» (Bretagne méridionale), ainsi que la mise en place terminale des granites mancelliens. Le Briovérien repose lui-même en discordance sur un socle plus ancien, le Pentévrien (face=F0019 漣 1 300 à 漣 1 000 Ma), défini en baie de Saint-Brieuc. Constitué de gneiss et granitogneiss dioritiques, le Pentévrien apparaît en noyaux dissociés sous le Briovérien inférieur depuis le nord du Cotentin (nez de Jobourg) et les îles Anglo-Normandes (Guernesey) jusqu’aux confins nord-finistériens (massif du Léon).

Le cycle cadomien, immédiatement antérieur au Cambrien, s’apparente, par sa sédimentation géosynclinale (Briovérien) et ses structures, à la dernière chaîne protérozoïque d’Europe moyenne (chaîne cadomienne, dite encore assyntique ou baïkalienne), sur laquelle viendra se mouler directement l’édifice hercynien; les noyaux pentévriens sont au contraire caractérisés par un métamorphisme profond et des plis presque nord-sud, semblant constituer des éléments, dissociés vers le sud, d’orogènes précambriens plus septentrionaux (cycle gothien-dalslandien dans le bouclier baltique). À cet égard, la partie septentrionale et orientale du Massif armoricain constitue un domaine extrêmement significatif à la jonction de trois éléments essentiels du socle européen, le dernier – l’élément hercynien – étant ici le plus superficiel.

Domaine de l’anticlinal de Cornouaille

Vers l’ouest et le sud-ouest, en Bretagne occidentale et méridionale, puis de là vers la Vendée, s’étend le domaine de l’anticlinal de Cornouaille, puissant complexe cristallophyllien, métamorphique et granitique, d’âge principalement hercynien, développé aux dépens de matériaux d’origine surtout précambrienne. D’affinité «moldanubienne», zone axiale de la chaîne hercynienne, ce domaine comprend plusieurs voussures anticlinoriales puissantes se relayant du nord-ouest vers le sud-est, depuis le Nord-Finistère jusqu’aux confins vendéens, mais s’infléchissant chacune vers le sud-ouest dans leur partie occidentale.

Entre ces voussures, et plus ou moins intensément pincés et métamorphisés, viennent se serrer et disparaître les prolongements occidentaux des gouttières synclinales primaires observées dans le domaine précédent.

L’évolution métamorphique et granitique de ces régions, liée étroitement à leur évolution structurale, se décompose en plusieurs étapes, homologues de celles qui ont été notées dans le domaine précédent, mais ici caractéristiques de zones beaucoup plus profondes de l’écorce terrestre.

Les matériaux et le cycle pentévrien ne s’identifient qu’en pays de Léon et peut-être au flanc nord du cap Sizun, encadrant une «fosse centrale armoricaine» esquissée à partir des temps briovériens. Ils apparaissent intensément réactivés par le métamorphisme cadomien, puis par les granitisations hercyniennes (gneiss de l’Aber-Wrac’h, diorites de Lannilis, granodiorites de Douarnenez-pointe du Van).

L’anticlinal de Cornouaille proprement dit, tout au long de la Bretagne méridionale, est formé de séries briovériennes profondément métamorphisées et plissées en nappes mésozonales ou catazonales au cours de l’orogenèse cadomienne. Plissées et replissées régionalement est-ouest puis nord-sud, ces nappes métamorphiques anciennes ont été remobilisées par les migmatisations et granitisations hercyniennes liées aux voussures anticlinoriales dirigées ouest-nord-ouest - est-sud-est et développées à partir de la «phase bretonne» (régression à la fin du Dévonien dans les régions périphériques superficielles).

Après la régression dévonienne, puis le dépôt des séries détritico-volcaniques (culm) du Dinantien en marge de ces voussures, la «phase sudète» intervient au cours du Namurien, introduisant un style tectonique plus énergique et responsable en majeure partie de la physionomie actuelle du Massif armoricain. Les flancs des voussures dessinées à partir de la phase bretonne cèdent à la limite de l’infrastructure migmatique et de la superstructure, et de puissants cisaillements longitudinaux les laminent tangentiellement, dans un glissement régional qui semble entraîner les régions septentrionales vers l’ouest par rapport aux régions méridionales. Parmi ces cisaillements, le plus important est la «zone broyée sud-armoricaine» qui, du cap Sizun (pointe du Raz) jusqu’aux confins de la Vendée, écrase le flanc nord de l’anticlinal de Cornouaille. Vers l’est, ces fractures d’origine profonde pénètrent ensuite dans le domaine des synclinaux paléozoïques, où elles atteignent la couverture elle-même dont le plissement accompagne cette fracturation (failles directionnelles, bordières des principaux synclinaux primaires). Les grandes intrusions granitiques hercyniennes, contemporaines de cette phase, s’allongent dans le sens de ces cisaillements dont elles accentuent l’importance et soulignent l’enracinement profond (granites syntectoniques de Bretagne méridionale).

La Vendée maritime

Plus au sud enfin, les régions de Vendée maritime, au-delà de l’estuaire de la Loire, annoncent un autre domaine dans lequel la différenciation des terrains briovériens et paléozoïques inférieurs, au sein d’une épaisse série flyschoïde épimétamorphique, pose des problèmes non encore entièrement résolus. Appuyé au sud sur un noyau de socle granitoïde réactivé durant l’Hercynien (migmatites des Sables-d’Olonne), un faciès sédimentaire remarquable et caractéristique dans cette série est celui des «porphyroïdes» infracambriennes. Il s’agit, dans la partie supérieure du Briovérien, d’un niveau arkosien et détritico-volcanique acide que l’on peut suivre en partant de cette zone, sous des états plus ou moins métamorphiques, sur tout le pourtour du Massif central (Limousin, Rouergue et Montagne Noire, Cévennes) dont il souligne sous forme de «gneiss œillés» les enveloppes sédimentaires et métamorphiques périphériques. Vers l’ouest, puis le sud-ouest, ces séries se retrouvent à Belle-Île, et aussi dans le nord-ouest de l’Espagne où elles constituent la partie la plus interne de l’arc de Galice (zone de l’Ollo de Sapo) au contact des terrains cristallins et cristallophylliens qui forment dans ces régions, comme en Bretagne méridionale, la partie axiale de l’édifice hercynien.

En résumé, qu’il s’agisse des régions nord et est du Massif armoricain, où se fait l’affrontement des dernières chaînes précambriennes d’Europe centrale et septentrionale recouvertes par les transgressions paléozoïques, ou des régions ouest et sud, où l’on entre, au cœur métamorphique et granitique de la chaîne hercynienne, dans la zone d’inflexion qui conduit à prolonger la cordillère de l’Europe moyenne vers la Meseta ibérique, le Massif armoricain occupe une situation privilégiée dans la connaissance des orogènes successifs qui ont structuré l’Europe moyenne et occidentale avec les temps secondaires.

Des réajustements sensibles apparaîtront plus tard: retouches tectoniques achevant l’orogenèse hercynienne (phase saalienne), ouverture postpermienne du golfe de Gascogne séparant les terres ibériques des terres armoricaines, enfin réactivation alpine des fractures hercyniennes rajeunissant le relief. Du moins, à la fin des temps hercyniens, l’architecture profonde du Massif armoricain était-elle acquise après cette longue évolution couvrant trois cycles orogéniques complets étalés sur plus d’un milliard d’années.

3. Bassin d’Aquitaine

Les terrains mésozoïques et tertiaires du bassin sédimentaire d’Aquitaine couvrent 60 000 km². À l’ouest, ce bassin s’ouvre sur l’Atlantique par une côte généralement basse et rectiligne. Au nord et à l’est, il se relève progressivement vers les Massifs armoricain et central suivant une configuration qui rappelle plus ou moins les marges méridionales du bassin de Paris. Au sud, l’affrontement brutal avec les Pyrénées est ennoyé sous les produits d’érosion de la chaîne (plateau de Lannemezan).

Comme dans le bassin de Paris et le couloir rhodanien, la structure géologique profonde du bassin a été mise en évidence par les sondages profonds entrepris depuis vingt ans pour la recherche pétrolière. Les puits les plus nombreux se trouvent dans les régions des Landes, du Béarn et jusqu’en Comminges.

Le substratum hercynien

Sous le bassin mésozoïque et tertiaire, soixante-dix sondages ont rencontré à des profondeurs dépassant parfois 6 000 m (fig. 7 a) des terrains analogues à ceux qui sont connus dans le Massif central ou la chaîne centrale des Pyrénées. Ces terrains vont du socle antécambrien (granites, gneiss, micaschistes) au Carbonifère. Les pendages élevés et le métamorphisme témoignent de l’importance de la tectonique hercynienne.

Installation progressive du bassin au cours du Trias

La surface nivelée par l’érosion post-hercynienne s’est affaissée d’abord au voisinage des Pyrénées, puis l’aire de sédimentation s’est étendue progressivement vers le nord comme en témoigne la figure 7 b. Au Trias inférieur se sont déposés des grès et argiles bariolées; au Trias moyen des calcaires dolomitiques, du sel, des argiles bariolées; au Trias supérieur du sel suivi de coulées ophitiques; le tout a été largement transgressé vers le nord, au-delà d’une ligne Arcachon-Toulouse, par des argiles bariolées plus ou moins sableuses.

Le domaine marin durant le Jurassique

À l’Hettangien apparaissent les premiers dépôts marins. Toutefois la plus grande partie de l’Hettangien correspond encore à une grande lacune où sel et anhydrite ont pu dépasser 500 m d’épaisseur (au sud de la Garonne). À partir du Sinémurien, la mer s’installe définitivement et, malgré quelques épisodes régressifs au Lias moyen, s’étend progressivement sur toute l’Aquitaine. Au Lias supérieur, la mer communiquait avec le Bassin parisien (détroit de Poitiers) et le Sud-Est (détroit de Rodez et région de Foix).

Durant le Jurassique moyen les dépôts marins dépassaient les limites actuelles du bassin d’Aquitaine. Une ligne nord-sud (Tarbes-Angoulême), où le Dogger atteint parfois son épaisseur maximale (300 m), sépare le domaine des calcaires argileux à «microfilaments» d’une plate-forme peu profonde, où se déposent calcaires et dolomies. Après une interruption de sédimentation au début du Jurassique supérieur, les faciès restent différents dans l’ouest (marnes à Ammonites et calcaires) et dans l’est (massif calcaréo-dolomitique unique du Dogger au Séquanien).

Au cours du Kimméridgien, les dépôts argilo-calcaires bien rythmés témoignent du maximum d’extension et de régularité des dépôts marins dont la régression se marque au Portlandien par l’apparition de dolomies et de brèches (bassin de l’Adour), de calcaires lacustres (bassin de Parentis) et d’anhydrite (Gers).

Les bassins subsidents isolés du Crétacé inférieur

Après une période plus ou moins longue d’érosion ou de non-dépôt, la sédimentation reprend (fig. 7 c) avec une extension géographique restreinte mais une subsidence énorme: bassin de Parentis (0 à 2 000 m de sédiments); bassin de l’Adour (0 à 4 000 m).

Les premiers dépôts sont continentaux (faciès wealdien): grès et argiles. Au cours du Barrémien, la sédimentation est surtout calcaire, devenant détritique (argile et grès) au nord du bassin de Parentis. Le domaine marin installé plus tardivement que dans les Pyrénées orientales est encore très proche des conditions lagunaires (anhydrite à Lacq). À partir de l’Aptien supérieur et jusqu’à l’Albien, les faciès urgoniens (calcaires à Algues, Polypiers, Rudistes) envahissent les deux bassins, ceinturant complètement le bassin de Parentis. L’Albien se termine par une sédimentation argileuse (conglomérats épais et remarquable discordance dans le bassin de Parentis) qui envase complètement les reliefs calcaires de l’Urgonien.

Les transgressions marines du Crétacé supérieur

La transgression marine amorcée à l’Albien s’étend rapidement au Cénomanien. À cette époque, le «front nord-pyrénéen» marque la limite des faciès de plate-forme et des fosses subsidentes du flysch pyrénéen. Au cours du Turonien et du Sénonien inférieur, la sédimentation est très instable en domaine flysch; ailleurs, elle est surtout calcaire (coupes types du Coniacien et du Santonien en Charente).

C’est au cours du Campanien, dont la base est marquée par une discordance majeure, que le domaine du flysch prend possession du sud du bassin. Dans la région de Pau, la fosse du flysch est creusée aux dépens de toute la série du Crétacé inférieur et du Jurassique, érodée jusqu’au socle. Au-delà de la falaise ainsi formée, au nord de Pau, se développent des faciès marneux connus sous le nom d’Aturien (fig. 7 d).

Le Tertiaire: structuration et retour au calme

En bordure des Pyrénées (fig. 7 e), se déposent encore, dans des sillons étroits et subsidents, des dépôts flyschoïdes encadrés par des dépôts épicontinentaux calcaires d’extension géographique plus large. Ailleurs la sédimentation est moins épaisse, mais un point commun, valable pour tout l’Éocène, est l’extrême mobilité du tréfonds donnant naissance à des rides anticlinales complétant la structuration amorcée après la fin du Jurassique.

À partir de l’Oligocène, le golfe marin se réduit progressivement à une façade atlantique. Le fond du golfe est rempli de sédiments continentaux provenant du Massif central (molasse de l’Agenais) ou des Pyrénées (molasse et conglomérats de l’Armagnac).

Structure actuelle du bassin

La carte de profondeur du socle hercynien (fig. 7 a) en souligne le caractère dissymétrique: les dépôts mésozoïques remontent progressivement vers le nord (Vendée) et le nord-est (Massif central), tandis qu’ils s’enfoncent brutalement au sud, sous le front nord-pyrénéen qui les chevauche plus ou moins. Un examen plus détaillé de la structure permet de différencier au nord le «plateau aquitain» et au sud «l’Aquitaine plissée».

Le plateau nord-aquitain, qui apparaît bien sur la partie nord des deux coupes géologiques (fig. 8), est caractérisé par une série sédimentaire réduite, et sa structure tabulaire est affectée seulement de plis à grand rayon de courbure ainsi que de failles.

L’Aquitaine méridionale plissée est caractérisée par l’existence d’une série sédimentaire plus subsidente. La structuration augmente en s’approchant du front pyrénéen. Elle ne doit pas être perçue comme une tectonique instantanée d’âge «pyrénéen» mais comme une construction continue:

– elle a été préparée par le dépôt de sel du Keuper (domaine des diapirs allant des Landes au Comminges);

– elle a été marquée, avant les premiers dépôts du Crétacé inférieur, par l’érosion du Jurassique sur les points hauts. Cette érosion a pu démanteler en certains endroits tout le Jurassique jusqu’au Trias (structure d’Audignon);

– elle s’est accompagnée durant le Crétacé inférieur principalement, mais aussi durant le Crétacé supérieur et le Tertiaire inférieur, de la subsidence des zones synclinales tandis que se relevaient les points hauts;

– elle a été coupée de paroxysmes à différentes époques, parmi lesquelles il faut insister sur la limite Jurassique-Crétacé inférieur, la discordance cénomanienne (albo-cénomanien), la discordance campanienne, une discordance voisine de la base de l’Yprésien;

– elle fut enfin pratiquement terminée à l’Oligo-Miocène, au cours duquel les structures s’enfoncent soit sous les dépôts continentaux molassiques, soit sous les dépôts marins peu plissés de la façade atlantique.

Richesses du sous-sol

Faute de pouvoir faire un inventaire complet des richesses du sous-sol allant de la tourbe (Quaternaire) aux gîtes métallifères de la série sédimentaire transgressive sur le socle du Massif central, il faut insister sur deux points d’importance régionale: les hydrocarbures et l’hydrologie.

Les gisements d’hydrocarbures sont situés à l’intérieur des bassins du Crétacé inférieur: le bassin de Parentis (gisements d’huile de Parentis, Cazaux, Lavergne) renferme la majeure partie des réserves de la France métropolitaine; le bassin de l’Adour (gisements de gaz de Lacq, Meillon, Saint-Marcet), renferme la totalité (220 milliards de mètres cubes) des réserves du pays. Les roches réservoirs sont surtout des calcaires ou des dolomies d’âge jurassique ou crétacé inférieur, plus rarement des grès. La profondeur plus grande du bassin de l’Adour, se traduisant par une accentuation thermique, peut expliquer l’évolution de la matière organique d’origine marine jusqu’au stade gazeux au front des Pyrénées.

L’inventaire des eaux douces souterraines se poursuit soit dans les réservoirs classiques du Tertiaire et du Crétacé supérieur, intensément étudiés dans l’aire bordelaise, soit par la mise en évidence de nappes nouvelles. C’est ainsi que le niveau éocène des sables de Lussagnet, déjà utilisé par les pétroliers pour le stockage du gaz, se révèle par ailleurs être une réserve énorme d’eau douce susceptible d’être exploitée dans la région comprise entre Pau et Toulouse.

4. Bassin parisien

Du point de vue géologique, le Bassin parisien comprend l’ensemble des terrains postpaléozoïques qui s’appuient sur le Massif armoricain à l’ouest, le Massif central au sud, les Vosges à l’est et le massif ardennais au nord-est. Il est largement ouvert vers le nord, où le bassin belge en est la continuation naturelle, et vers la Manche, au-delà de laquelle on retrouve des assises semblables au sud de l’Angleterre.

Un coup d’œil sur la carte géologique (fig. 9) montre, d’une manière frappante, la disposition en auréoles des différentes assises, les plus récentes se trouvant au centre du bassin. Cette disposition en «pile d’assiettes» est la conséquence de l’enfoncement progressif (subsidence) du centre du bassin, à l’ère secondaire et à l’ère tertiaire, et du soulèvement plus accentué, au Néogène, des marges septentrionale, orientale et méridionale du bassin de Paris. Ces auréoles sont généralement limitées par des cuestas ou côtes (fig. 10 et 11) qui résultent d’une prédisposition structurale (alternance des couches dures – grès, calcaires – et tendres – sable, argile) et de l’évolution morphologique au Néogène.

Le maximum d’enfoncement de la cuvette parisienne se situe dans la Brie meldoise, où le sondage de Courgivaux a rencontré le granite du socle à la cote 漣 3 000 (profondeur 3 177 m).

Le bassin de Paris à l’ère secondaire

Trias

Après l’émersion quasi totale du territoire français au moment de l’orogenèse hercynienne (Carbonifère), une transgression venue de l’est (mer germanique) a entamé au début du Trias la partie orientale du bassin de Paris. Les reliefs érodés qui se trouvaient au centre et au sud ont fourni l’énorme quantité de grains de quartz qui se sont accumulés sous forme de «grès bigarré» (Buntsandstein) qui affleure largement dans les Vosges septentrionales (mont Donon) mais se rencontre même, contrairement aux prévisions, jusque dans les sondages profonds de la Brie.

Au Trias moyen (Muschelkalk), la mer pénètre plus avant vers l’ouest où elle laisse se déposer un calcaire coquillier (Encrines, Cératites). Dans les lagunes du Trias supérieur (Keuper), se déposent des marnes bariolées, ou irisées, des grès, des calcaires dolomitiques, du gypse (que l’on retrouve sous forme d’anhydrite dans les sondages profonds du bassin de Paris) et du sel gemme, largement exploité en Lorraine. De tels dépôts vont en s’amenuisant vers l’ouest mais dépassent cependant d’une cinquantaine de kilomètres le méridien de Paris. Des terres émergées les séparaient alors des dépôts similaires de la bordure armoricaine (les sondages profonds de la Brie ont traversé 500 m de Permo-Trias!).

Jurassique

Au Jurassique inférieur (Lias) la transgression venue de l’est débute par des grès qui renferment localement, en abondance, un Lamellibranche voisin des Moules (Avicule), grès auxquels succèdent des dépôts calcaires (lumachelles à Gryphées), aujourd’hui en relief (côte liasique), puis des marnes et des schistes.

Le début du Jurassique moyen (Dogger) voit le dépôt du minerai de fer oolithique de Lorraine puis une sédimentation de calcaire oolithique, aujourd’hui en relief (côtes de Moselle), que l’on retrouve en Normandie (pierre de Caen).

À ces roches dures succèdent, au Jurassique supérieur (Malm), des marnes à Ammonites formant les dépressions de la Woëvre à l’est, du pays d’Auge à l’ouest, battues par la mer près de Villers-sur-Mer (falaises des Vaches-Noires). Des récifs s’installent ensuite, donnant naissance à des calcaires construits à restes d’Encrines (calcaires à entroques) et à riche faune d’Oursins et de Rudistes, exploités tout au long des côtes de Meuse et sur les versants de la vallée de l’Yonne, que dominent des récifs coralliens exhumés en rochers pittoresques (Châtel-Censoir).

Des influences boréales se traduisent, à la fin du Jurassique supérieur, par une nouvelle sédimentation marneuse et, avant le retrait de la mer, se déposent les calcaires marneux fins (calcaires lithographiques) de la côte des Bars. Au centre du bassin de Paris, l’épaisseur totale du Jurassique est de 1 500 mètres (sondage de Courgivaux).

Crétacé

La période qui s’étend du Jurassique terminal au Crétacé moyen (Albo-Aptien) correspond à une modification fondamentale dans la paléogéographie du bassin de Paris. Ce dernier forme alors une région basse, souvent continentale, où s’affrontent les influences marines venues du nord et celles en provenance du sud-est. Les formations sont essentiellement détritiques: sables et argiles. Ce sont finalement les influences nordiques qui l’emportent au Crétacé supérieur, après le dépôt des sables verts qui recèlent la nappe artésienne du bassin de Paris, captive sous les argiles du Gault (Albien). On retrouve ces formations bien développées dans la Champagne humide, dominée à l’ouest par la falaise de la Champagne sèche où affleurent les trois principaux termes du Crétacé supérieur (Cénomanien, Turonien, Sénonien) sous le faciès crayeux. Au total, l’épaisseur du Crétacé est de 1 000 mètres au sondage de Courgivaux.

Le bassin de Paris à l’ère tertiaire et aux temps quaternaires

En comparaison avec les 3 000 mètres de Mésozoïque, les quelque 200 mètres de Tertiaire font piètre figure. Et, pourtant, on y retrouve une telle variété de faciès, une telle profusion de faunes et de micro-faunes que les formations tertiaires du bassin de Paris, mondialement connues, servent toujours de référence aux études stratigraphiques, géochimiques et paléoécologiques.

Le tableau 1 résume la succession des cycles sédimentaires et la figure 11 montre de quelle manière le dégagement de plates-formes structurales a mis en évidence les différentes couches en fonction de leur nature lithologique.

D’un point de vue paléogéographique, le bassin de Paris, au début de l’ère tertiaire (Thanétien, Yprésien, Lutétien inférieur), est demeuré sous l’influence nordique. Il appartenait alors, avec la Belgique, au même golfe marin. Mais, dès le Lutétien moyen, le dôme de l’Artois s’est soulevé, séparant définitivement le bassin belge du bassin de Paris où les transgressions sont alors venues de l’ouest, par la Manche (Lutétien supérieur, Bartonien, Stampien inférieur). La liaison s’effectuait au Stampien supérieur, entre Étampes et Orléans avec un golfe atlantique qui suivait sensiblement la dépression ligérienne (vallée de la Loire).

La mer se retire à la fin du Stampien, et il se dépose jusqu’à l’Aquitanien des calcaires lacustres (calcaire d’Étampes, calcaire de Beauce) du Hurepoix au Val de Loire.

La mer occupe encore deux fois le golfe ligérien au Miocène moyen et au Pliocène en déposant des sables coquilliers riches en Mollusques et en Bryozoaires (faluns de Touraine), tandis qu’une communication Val de Loire-Manche fait de la Bretagne une île. Tout au long du Néogène, des produits d’altération (sables et argiles) en provenance du Massif central se déposent sur ses marges (Brenne, Berry, Sologne) et au Plio-Quaternaire un puissant fleuve se dirige du Bourbonnais vers la Manche en suivant la vallée du Loing (pré-Loire, pré-Seine). Il abandonne des «sables granitiques» ou «sables de Lozère» que l’on retrouve dans le pays de Caux, superposés aux faluns pliocènes.

Au cours du Quaternaire, la partie supérieure de ce fleuve est capturée, dans la région d’Orléans, par le cours d’eau qui draine la gouttière ligérienne, d’où le coude actuel de la Loire et le «désert hydrographique» beauceron qui en résulte.

C’est au cours du Plio-Quaternaire que le bassin de Paris subit un mouvement épirogénique positif, plus accentué au nord et à l’est qu’à l’ouest. Ce mouvement de bascule conduit à la morphologie actuelle (plates-formes structurales et buttes-témoins, voir fig. 11) modelée au Quaternaire récent par les phénomènes périglaciaires et ensevelie en bien des endroits sous un manteau de lœss épais de quelques mètres.

La géologie appliquée trouve évidemment son compte dans l’infinie variété des ressources géologiques du bassin de Paris. L’exploitation du pétrole (Brie, pays de Bière) a permis de connaître enfin la structure intime du bassin, où une tectonique de dômes et de cuvettes orientés généralement nord-ouest - sud-est à l’ouest de Paris (anticlinal du Bray par exemple) et sud-ouest nord-est à l’est de Paris (anticlinaux de Coulommes et de Chailly-en-Bière) traduit, jusqu’au Quaternaire, les pulsations profondes du socle paléozoïque.

5. Vosges et fossé rhénan

À l’échelle de l’Europe, il convient de réunir Vosges et Forêt-Noire en un seul môle qui s’intègre, avec quelques autres massifs de moindre importance, au socle rhénan, lui-même considéré comme un jalon érodé de la chaîne hercynienne entre le massif bohémien à l’est et le Massif central, suivi du Massif armoricain, à l’ouest.

À l’échelle de la France, les Vosges représentent un massif montagneux de faible superficie, émergeant des dépôts qui constituent le fond du bassin de Paris, et abruptement limité à l’est par la plaine du Rhin, effondrée.

La zone de transition entre les Vosges et la plaine d’Alsace est faite de collines étagées (fig. 12 b), envoyées par les alluvions du Rhin, que l’on appelle collines sous-vosgiennes. Dans le fossé rhénan méridional, le plus effondré, le socle n’est atteint qu’aux environs de 漣 2 000 à 漣 4 000 m, ce qui fait une dénivellation maximale de plus de 5 000 m par rapport aux Vosges.

Le socle vosgien

Lithologie

Le socle comprend des terrains cristallins et des terrains sédimentaires primaires. Les «schistes cristallins» (gneiss, granulites, migmatites) sont localisés dans la partie moyenne (fig. 13) des Vosges alsaciennes et lorraines: leur dépôt, le premier plissement et le métamorphisme qui les ont affectés sont d’âge paléozoïque inférieur; certaines migmatites sont cependant plus récentes et datent de l’orogenèse hercynienne. Les schistes cristallins de Villé constituent une exception: ils sont d’âge briovérien (infracambrien) et ont été plissés une première fois lors de l’orogenèse cadomienne.

Les roches cristallines de caractère plutonique sont apparues à l’époque hercynienne. Ce sont des granites et granosyénites (granite des Crêtes), souvent très potassiques, dans la partie moyenne, des granodiorites et gabbrodiorites, répandues dans les Vosges cristallines du Nord (granite du Champ-du-Feu) et les Vosges méridionales (granite du ballon d’Alsace).

Les terrains siluriens (schistes de Steige) et dévono-dinantiens (massifs de la Bruche au nord, des Ballons au sud) comprennent des schistes, des séries détritiques et volcano-détritiques, ainsi que d’abondantes et changeantes formations volcaniques. Durant l’époque houillère, des bassins de faible importance, aujourd’hui morcelés, ont pris naissance: ils contiennent des conglomérats, des arkoses et des schistes accompagnés d’un peu de houille d’âge namurien, westphalien, stéphanien et permien inférieur, dans un secteur très limité des Vosges moyennes (Houiller avec schistes uranifères de Saint-Hippolyte, zone d’Albé-Lubine), et des couches stéphaniennes à Ronchamp, dans les Vosges méridionales. À partir du Permien, la pénéplanation de la chaîne et des soubresauts du volcanisme ont donné les terrains arkosiques, bréchiques et tuffo-rhyolitiques du bassin de Villé, de la région entre Saales et Saint-Dié et les niveaux permiens d’ennoyage du socle, principalement au nord et au sud de la chaîne vosgienne.

Tectonique

Les terrains sédimentaires antépermiens sont intensément plissés. Les grandes lignes tectoniques sont résumées dans la figure 13. Certaines sont très anciennes, mais ont pu jouer plusieurs fois; d’autres sont récentes et contemporaines du plissement alpin. La faille de La Bresse semble se poursuivre vers le sud-ouest jusque dans le Massif central. D’importantes nappes de charriage mises en évidence dans le socle ont montré l’énorme raccourcissement de celui-ci; le rôle le plus important est joué par la dislocation de Lubine (près de Villé) qui serait une suture entre deux blocs entrés en collision; celle-ci s’est comportée comme un sillon tectonique à l’époque tardihouillère.

La couverture triasique

Les grès des Vosges (tabl. 2) recouvraient tout le massif. Actuellement, ils constituent la totalité des Vosges gréseuses du Nord et les buttes témoins de la pénéplaine antétriasique (fig. 12 b). Cette formation témoigne d’un climat chaud à saisons sèches prolongées. Elle résulte d’une sédimentation fluviatile et deltaïque. Il est à noter que cette pierre a servi à bâtir la plupart des monuments d’Alsace et que les sommets gréseux ou conglomératiques constituent de nombreux sites touristiques.

Les collines sous-vosgiennes et le sous-sol de la plaine

À l’époque secondaire, jusqu’au Jurassique (le Crétacé est inconnu dans cette région), l’ensemble Vosges - Forêt-Noire a été recouvert par la mer qui y déposa des calcaires et des marnes fossilifères. L’effondrement, au début du Tertiaire (à l’Éocène moyen), du fossé rhénan et l’exhaussement des socles de part et d’autre du fossé ont préservé de l’érosion tous ces terrains, qui supportent aujourd’hui les vignobles, dans les divers champs de fractures (fig. 14), ainsi que le fond de la plaine du Rhin. La figure 12 a rend compte du mode d’effondrement progressif des terrains par failles au cours du remplissage sédimentaire du fossé. C’est à cette époque que le bras de la mer oligocène, s’étendant entre Mayence et Bâle a laissé des dépôts salins, surtout potassiques, qui font la richesse du sous-sol dans la région de Mulhouse, et par ailleurs des dépôts bitumineux nombreux et épars qui ont donné naissance à divers gisements pétroliers dont celui de Pechelbronn exploité dès 1735.

Le Sundgau et la vallée du Rhin

Vers le sud, la plaine d’Alsace s’effondre en un fossé en forme d’Y renversé (fig. 14), de part et d’autre du horst de Mulhouse. Ici commence un pays vallonné fait de terrains tertiaires et de cailloutis, qui assure la transition avec les premiers chaînons du Jura alsacien qui chevauche l’avant-pays: le Sundgau. Au Pliocène, le Rhin s’écoulait par là en direction du haut Doubs et de la vallée du Rhône.

Ce n’est que tardivement que le grand fleuve emprunta la dépression qui allait s’accentuant entre Vosges et Forêt-Noire, pour y divaguer en déposant jusqu’à 250 m d’alluvions d’origine alpine, qui abritent à présent des nappes aquifères toujours en mouvement et du plus haut intérêt économique. Le Rhin draine actuellement vers le nord les rivières qui ont entaillé les vallées vosgiennes méridionales (fig. 13), après avoir provoqué le rebroussement de leur cours, d’abord orienté au Pliocène vers la Méditerranée. D’importants cônes de déjection ont ainsi pris naissance à la sortie des vallées; cet ensemble d’alluvions rhénanes, les cônes, ainsi que les terrains des collines sous-vosgiennes, ont été recouverts partiellement durant l’époque glaciaire par les lœss éoliens qui ont achevé de donner à l’Alsace sa couleur et sa richesse agricole.

6. Sillon rhodanien

Entre Massif central d’une part, Alpes et Jura de l’autre (cf. ALPES et JURA), le sillon rhodanien, voie de communication essentielle par laquelle la civilisation méditerranéenne a atteint le nord de l’Europe, n’est pas une simple coupure d’érosion.

Les mers du Secondaire n’ont pas submergé le Massif central, et les faciès plus ou moins littoraux permettent de deviner leur extension, à peu de distance du bord actuel du sillon rhodanien au nord de Valence et au sud de cette ville selon une ligne Valence-Alès-Montpellier. De là, vers l’est – et en particulier autour d’Orange et d’Avignon –, les sédiments secondaires prennent rapidement une épaisseur considérable. Le sillon rhodanien a donc repris, au moins en partie, la limite paléogéographique majeure que constitue le bord est du Massif central.

Cette limite a d’ailleurs été reprise postérieurement par le jeu de failles majeures («faille cévenole»), souvent avec un décrochement horizontal sénestre, pouvant atteindre des dizaines de kilomètres. Certaines de ces failles ont rejoué à l’Oligocène, au cours duquel se sont individualisés une série de bassins subsidents, comparables au fossé rhénan ou aux Limagnes. Le plus étendu est la Bresse, faillée ou chevauchée le long de la bordure du Jura, et possédant un gisement de sel oligocène autour de Bourg. Les terrains secondaires y paraissent largement représentés. Au sud de Lyon, le bassin du bas Dauphiné atteint aussi près de 2 000 m d’épaisseur de dépôts oligocènes, avec également un gisement de sel. D’autres bassins oligocènes moins importants s’échelonnent jusqu’en Provence, et au bassin d’Alès.

Avant la formation des Alpes, le rebord est du Massif central était donc déjà bien marqué. L’immense mouvement de poussée vers le nord, qui a donné naissance aux Alpes centrales et orientales, s’est interrompu à son abord, et les poussées vers l’ouest, qui ont formé face à lui le Jura et les chaînes subalpines, n’affectent qu’une couverture mésozoïque, qui ne présente nullement le caractère géosynclinal caractéristique des formations proprement alpines, et qui a glissé sur son socle; celui-ci s’est déformé d’une manière assez différente.

Alors que l’avant-fosse molassique, en Bavière et en Suisse, comporte au front de la chaîne une épaisseur considérable de dépôts essentiellement détritiques, on n’en retrouve ici l’équivalent que dans le petit bassin de Digne. La mer miocène, qui épargnait la Provence, envahit le sillon rhodanien, mais c’est une mer épicontinentale, de faible profondeur, faisant communiquer avec le Méditerranée le grand bassin nord-alpin, qui s’étendait jusqu’à Vienne. Les dépôts de cette mer, qui déterminent des bassins fertiles, ont été repris par les derniers mouvements alpins, qui se traduisent localement par des afflux de conglomérats (Chambaran, Digne).

Après un retrait complet, la mer est revenue, au Pliocène, envahir la vallée creusée par le Rhône jusqu’au voisinage de Lyon; ce véritable fjord, marqué par le dépôt d’une argile grise caractéristique, se prolongeait par un lac en Bresse.

L’avancée des glaciers alpins jusqu’à Lyon a achevé de marquer le sillon rhodanien, tant par les moraines des environs de Lyon que par les terrasses alluviales étagées, déposées plus en aval, qui comportent également du sel, à Manosque et au sud de Nîmes.

7. Provence

La Provence, successivement royaume puis comté, constitue une unité au point de vue de l’histoire et de la langue; mais, du point de vue géologique, la haute Provence, située au nord de l’axe Durance-Verdon, appartient aux Alpes (on dit d’ailleurs souvent «Alpes de Provence»); seule la basse Provence, au sud, est la Provence au sens géologique du terme; elle correspond essentiellement aux deux départements des Bouches-du-Rhône et du Var.

C’est de la basse Provence qu’il s’agira ici ^{[cf. ALPES]}. On y oppose deux grandes régions naturelles en fonction de la constitution géologique (fig. 15 et 16):

– la basse Provence cristalline, formée par les schistes cristallins et granites du socle primaire; elle comprend les petits massifs toulonnais, le massif des Maures entre Toulon et Saint-Raphaël, le massif du Tanneron à l’ouest de Cannes;

– la basse Provence calcaire, formée des terrains sédimentaires secondaires et tertiaires où prédominent les calcaires; on y distingue aisément une Provence calcaire méridionale, au relief accentué, caractérisée par les abruptes falaises blanches des calcaires urgoniens qui en forment les sites les plus pittoresques (calanques de Marseille, calanques de Cassis, chaîne de la Sainte-Baume), et une Provence calcaire septentrionale, au relief plus doux, caractérisée par ses dépressions cultivées aux terrains rouges du Crétacé supérieur et du Tertiaire, dominées par de modestes reliefs de calcaires jurassiques couverts de bois de pins.

La Provence cristalline et la Provence calcaire sont séparées par une dépression qui ceinture le massif des Maures de Toulon à Saint-Raphaël et qui est déblayée dans les schistes et grès rouges du Permien. On l’appelle communément «dépression permienne» (fig. 17).

Stratigraphie et paléogéographie

Le socle (fig. 16) est formé d’une série de terrains métamorphiques (gneiss, micaschistes, phyllades) dont les termes les moins transformés ont livré, en un point (près d’Hyères), quelques Graptolithes, seuls fossiles connus dans cet ensemble. Des granites intrusifs, certainement hercyniens, les traversent: granite du plan de la Tour dans le massif des Maures, granite du Rouet dans le massif du Tanneron. Le tout est recouvert, en discordance, par des terrains houillers, du Carbonifère supérieur (Stéphanien), continentaux, formant un certain nombre de bassins tels celui du plan de la Tour dans le massif des Maures ou celui du Reyran dans le massif du Tanneron.

La couverture sédimentaire (fig. 16) commence par le développement d’une puissante série permienne continentale de grès et de schistes rouges accumulés parfois sur 2 000 m ou même davantage, dans laquelle sont intercalées d’épaisses séries volcaniques à prédominance rhyolitique qui forment les sites fameux de l’Esterel à l’extrémité orientale de la «dépression permienne».

Le Trias, de faciès «germanique», comporte deux niveaux de gypse, l’un sous les calcaires du Trias moyen, l’autre dans le Trias supérieur.

Pendant le Jurassique et le Crétacé inférieur, la Provence représente le bord méridional de la mer alpine, caractérisé par des faciès néritiques où prédominent les calcaires et les dolomies (notamment dolomies du Jurassique supérieur, calcaires urgoniens du Crétacé inférieur).

À la fin du Crétacé inférieur, pendant l’Albien, la Provence connaît une émersion d’où résulte la formation de bauxites qui sont une des richesses de la région; elles reposent sur un mur de plus en plus ancien vers le nord (Crétacé inférieur en Provence méridionale, Jurassique supérieur, voire Jurassique moyen, en Provence septentrionale), qui occupe le faîte de cet «isthme durancien» ainsi émergé en bordure sud de la mer alpine (fig. 18).

Le Crétacé supérieur est caractérisé par un retour de la mer, en Provence méridionale, dans un «golfe de basse Provence» qui est le fond du «golfe sous-pyrénéen»; il s’y sédimente une alternance de terrains détritiques et calcaires jusqu’au Sénonien inférieur (fig. 18); puis se développent des faciès lacustres (par exemple, les lignites de Fuveau) avec le retrait général de la mer à la fin du Crétacé, accentué d’ailleurs par une phase orogénique importante au Maestrichtien qui marque le début des formations continentales rouges.

L’histoire du Crétacé permet ainsi d’opposer: une zone sud-provençale (Provence méridionale), où la série sédimentaire est la plus complète; une zone nord-provençale (Provence septentrionale), où la série sédimentaire est la plus réduite, les formations continentales du Maestrichtien s’appuyant directement sur le Jurassique, l’érosion «bauxitique» ayant enlevé le Crétacé inférieur sur le faîte de l’isthme durancien que la transgression du Crétacé supérieur du golfe de basse Provence n’a pas atteint.

Cette opposition est, en quelque sorte, celle d’une «Provence à Urgonien» et d’une «Provence à bauxite» ou plutôt «à Reptiles» en raison des ossements et des pontes de Reptiles connus dans les derniers niveaux du Crétacé (Maestrichtien-Danien).

À partir de ce moment, la Provence va rester émergée, et s’y succéderont des séries continentales:

– Éocène, où prédominent d’abord les faciès continentaux rouges, puis se développent des faciès lacustres, dans toute la Provence septentrionale, notamment dans le bassin d’Aix;

– Oligocène, représenté par de puissantes accumulations de conglomérats et d’argiles, discordantes, dans un certain nombre de bassins nouveaux, tels le bassin de Marseille ou celui de la basse Durance, parmi d’autres;

– Miocène, consistant en séries fluviatiles disposées dans toute la Provence selon un réseau hydrographique qui a pu être reconstitué, et séries lagunaires dans le nord-ouest de la Provence, en bordure du sillon marin des molasses périalpines qui se développe dans la région du bas Rhône et de la basse Durance;

– Pliocène enfin, déposé dans des golfes marins qui se situent sensiblement à l’emplacement de la côte actuelle (golfe du bas Rhône, golfe du bas Argens, golfe de la basse Siagne), ce qui témoigne d’une géographie proche de l’actuelle, très différente de celle du Miocène.

Les seuls événements magmatiques qui se manifestent au cours de cette histoire sont des émissions basaltiques: à la fin de l’Oligocène, dans les seuls environs du château de Beaulieu, non loin de la basse Durance; à la fin du Miocène, en divers endroits de la Provence occidentale (notamment dans la région toulonnaise) et du massif des Maures.

Tectonique et tectogenèse

La tectonique hercynienne n’est évidemment connue que dans la Provence cristalline. Un premier ensemble de déformations d’âge antéstéphanien a conféré aux terrains métamorphiques une disposition en bandes nord-sud, bien nette dans le massif des Maures; un second ensemble, d’âge poststéphanien, a ployé et faillé les bassins houillers, selon des directions également nord-sud.

La tectonique alpine de la Provence – celle qui est proprement «provençale» – présente un style de couverture dominant (fig. 16).

Toutefois, dans le socle du massif des Maures s’observent des «accidents», en forme de failles inverses chevauchant le Permien, qui définissent autant de couloirs ouest-est dans le massif.

Au-dessus du Permien et de la base du Trias, restés solidaires du socle des Maures dont ils forment le tégument, se situe un double décollement de la couverture sédimentaire: d’une part sous les calcaires du Trias moyen, d’autre part dans le Trias supérieur, en fonction des deux niveaux de gypse qui s’y rencontrent et de telle sorte que le Trias moyen a une tectonique «intercutanée» particulièrement désordonnée (fig. 17).

Dans l’ensemble, les cuvettes synclinales ont une tectonique simple, tandis que des chevauchements se situent à leur limite: d’une manière générale, chaque cuvette synclinale chevauche le bord sud du synclinal situé plus au nord (fig. 16 et 19). Ainsi en est-il de la série de Bandol qui chevauche le bassin du Beausset (où fut découverte la notion de charriage), de la série du Beausset qui chevauche à son tour le synclinal du plan d’Aups (célèbre chevauchement de la Sainte-Baume), etc. Mais il existe des chevauchements en direction du sud, moins nombreux, dont le plus connu est celui de la Sainte-Victoire sur le bassin d’Aix.

À la Provence méridionale, caractérisée par ses larges synclinaux et ses amples chevauchements, s’oppose la Provence septentrionale – seule développée à l’est – où les unités, plus simples, sont de moindre dimension. Au-delà d’une préparation elle-même différente, cette différence de style tient, pour une grande part, au fait que, comme on l’a vu, la couverture sédimentaire est plus mince dans la zone nord-provençale.

C’est précisément à cette limite paléogéographique, là où vient mourir la transgression du Crétacé supérieur et où commencent les dépôts continentaux du Maestrichtien-Danien-Éocène, que se situe le vaste «chevauchement sud-provençal», par lequel les formations de la Provence méridionale viennent reposer sur celles de la Provence septentrionale. D’une portée de plusieurs dizaines de kilomètres, il est jalonné d’ouest en est par la chaîne de l’Étoile et celle de la Sainte-Baume, au-delà de laquelle il s’enracine axialement dans le massif de la Loube. C’est le chevauchement de la «Provence à Urgonien» sur la «Provence à Reptiles».

Ces structures doivent leur formation (tectogenèse) à toute l’histoire de la Provence. À l’émersion de la fin du Crétacé inférieur est due l’opposition entre la Provence méridionale et la Provence septentrionale. C’est à la fin du Crétacé que se mettent en place les grandes zones synclinales et anticlinales. Les grands chevauchements datent de la fin de l’Éocène: ils naissent à l’endroit des anticlinaux crétacés éventrés par l’érosion (fig. 19). L’ensemble de ces structures est enfin déformé par des plis à la fin de l’Oligocène et des failles à la fin du Miocène, qui mettent en évidence un certain nombre de massifs culminants.

Dans l’ensemble Cantabriques-Pyrénées-Provence, cette dernière donne donc l’exemple d’une chaîne où prédomine le style de couverture par rapport au style de socle et où, dans des conditions particulièrement claires, peut être reconstituée la genèse des structures dans le temps.

8. Bas Languedoc

«Ventre mou» de la France méridionale si l’on ne considère que son relief – immenses plages sablonneuses balayées par les vents, lagunes, plaines alluviales, basses collines que seul le climat méditerranéen transfigure en montagnettes –, le bas Languedoc est, malgré ces apparences, une région structurale bien individualisée et de grand intérêt tectonique. En effet, sous le masque des formations oligocènes, miocènes, pliocènes et des épandages quaternaires, gît en profondeur un rameau orogénique joignant les Pyrénées à la Provence (fig. 20). Son axe, prolongeant la zone axiale pyrénéenne ^{[cf. PYRÉNÉES]}, passe en fait au large de la côte actuelle, sous le golfe du Lion, mais la sédimentologie atteste son existence en tant que dos d’âne précocement soulevé et érodé durant le Crétacé supérieur et l’Éocène: l’affaissement du golfe du Lion, à partir de l’Aquitanien, a bouleversé une paléogéographie longtemps dominée par l’existence d’un «golfe» ou sillon allongé d’ouest en est, de l’Adour à la basse Provence, les eaux marines y pénétrant plus ou moins loin vers l’est selon les époques en refoulant devant elles les eaux douces.

L’évolution antétectonique

Après le dépôt du Houiller et du Permien dans les bassins localisés, le Trias «germanique» (à Muschelkalk réduit) se dépose partout, avec un Keuper gypsifère. La transgression rhétienne inaugure une évolution marine tranquille, en condition de plate-forme faiblement mais assez régulièrement subsidente (avec toutefois des lacunes). Le Lias moyen et supérieur forme un épisode marneux dans une sédimentation uniformément calcaire et dolomitique poursuivie de façon apparemment continue jusqu’à l’Aptien inclus. L’Albien est souvent gréso-marneux comme dans les Pyrénées. Au Jurassique, la mer couvre aussi les Causses; au Crétacé inférieur, tout le Plateau central semble émerger, et la mer se localise dans la région ultérieurement soumise à la tectogenèse (elle communique encore au nord-est avec le golfe vocontien).

Les phases de la tectogenèse tangentielle

La phase postalbienne et antécénomanienne ne se traduit le plus souvent ici que par des mouvements de bascule, mais son importance est grande à l’échelle régionale; elle déclenche (ou parachève?) une importante dénudation. En conséquence, le Crétacé supérieur, presque entièrement continental et fluviatile, repose sur des termes variables de la série précédente, avec bauxites localisées, à sa base. Comme en basse Provence, un puissant «Garumnien» souvent rutilant correspond aux couches de passage du Crétacé au Tertiaire (plus de 400 m de faciès «rognacien» à Saint-Chinian).

Ce «Garumnien» est quelquefois discordant et transgressif sur le Sénonien, par l’effet d’une phase tectonique «antébégudienne» pouvant localement être extrêmement marquée (ex.: Corbières orientales entre Durban et Fontfroide). Des conglomérats syntectoniques en sont l’enregistrement sédimentaire occasionnel (front du «pli de Montpellier», Corbières).

La sédimentation fluvio-lacustre (avec brèves ingressions marines ou saumâtres à l’ouest) se poursuit tranquillement à l’Éocène inférieur; au Lutétien se creuse l’auge de subsidence entre les Pyrénées orientales et le Massif central: de 1 000 à 2 000 m de molasses à bancs de conglomérats se déposent alors dans le détroit de Carcassonne et le Minervois. Fort curieusement, ces décharges de poudingues de type «Palassou» précèdent d’assez loin la tectogenèse principale, ici relativement bien datée (Éocène supérieur).

La phase tectogénétique principale se décompose elle-même schématiquement en deux épisodes bien distincts. Une phase de plis de couverture accompagnés de jeux de failles affecte d’abord l’ensemble des terrains précédents (Lutétien conglomératique compris); elle est accompagnée et suivie d’une dénudation souvent fort importante. C’est alors que se produisent des écaillages tangentiels d’ampleur pluri-kilométrique, qui correspondent tantôt à des cisaillements selon des horizons privilégiés (Keuper, Lias marneux), avec passage latéral rapide d’un type à l’autre (il n’y a donc pas lieu d’invoquer deux mécanismes dynamiques distincts).

Cette phase tangentielle, mise en évidence jadis par R. Nicklès, puis par L. Barrabé, est le trait le plus original du bas Languedoc méditerranéen. Toutefois, le plan structural d’ensemble est mal connu (vastes recouvrements sédimentaires transgressifs, rareté des sondages). On peut, schématiquement, décrire en partant de la mer:

– Une région de dômes tranquilles d’allure autochtone (probablement trompeuse): montagne de la Clape, La Gardiole.

– Un feston composite allochtone probablement continu (mais avec relais internes par imbrication), charrié, au total, de 10 à 25 km sur l’avant-pays, parfois sur des brèches syntectoniques (diverses considérations font admettre un resserrement équivalent en profondeur au niveau du socle). D’ouest en est, les affleurements de ce feston sont: la nappe des Corbières orientales (qui se raccorde à la zone nord-pyrénéenne), avec des écailles parautochtones basales enracinées ou flottantes; l’arc de Saint-Chinian, système fort complexe de lames imbriquées subhorizontales débitant un ancien faisceau très plissé, avec son prolongement, les écailles de Fouzilhon-Gabian; le pli de Montpellier, dont le sondage de Murviel a démontré l’allochtonie.

– Un avant-pays, où les écaillages tangentiels sont isolés, d’échelle modeste, et enracinés sur place. En majeure partie, ils jalonnent curieusement le faisceau sud-ouest - nord-est de failles distensives que l’on peut suivre de façon continue de l’Alaric à la Séranne, où il se raccorde au système dit «faille des Cévennes». Une autre ligne discontinue d’écaillages modérés ou de déversements au nord-nord-ouest, est orientée ouest-sud-ouest - est-nord-est et croise la précédente à Clermont-l’Hérault (failles inverses de Mazamet, d’Hérépian-Pézènes, de Mourèze; pic Saint-Loup). Elle est parallèle à la principale direction de plissement ou de bombement de cet autochtone.

L’évolution postorogénique oligo-néogène

L’évolution postorogénique oligo-néogène est liée à deux tendances: affaissement du golfe du Lion et surrection corrélative anticipée des Cévennes, surtout depuis le début du Miocène; rejeu répété des grands systèmes de failles droites ou distensives, orientées sud-ouest - nord-est et sud-sud-ouest - nord-nord-est (certaines d’entre elles fonctionnaient déjà antérieurement); le regard de ces failles, parfois encore actives au Quaternaire, est au sud-est, avec basculement compensateur fréquent vers le nord-ouest des dépôts sédimentaires. L’Oligocène saumâtre et lacustre, le Miocène marin, le Pliocène fluviatile ou estuarien forment trois cycles emboîtés bien distincts, avec fossilisation de topographies dont certains paysages actuels ne sont que l’exhumation (collines à l’ouest de Narbonne, par exemple).

Entre l’Orb et l’Hérault, le volcanisme basaltique finipliocène et quaternaire ancien permet de reconstituer avec précision le glacis du basculement global quaternaire (avec point fixe un peu au nord d’Agde) qui a donné au Larzac et à la Montagne Noire leur altitude actuelle et déclenché de sauvages recrudescences d’érosion (gorges d’Héric, de l’Hérault, etc.).

Le bas Languedoc méditerranéen est à bien des égards une région géologique privilégiée (ainsi, presque tous les étages stratigraphiques y sont représentés; les charriages d’âge éocène ont pour autochtone relatif direct, à Saint-Chinian, des nappes hercyniennes). Les interférences entre l’érosion et la tectonique y sont exemplaires (brèches de front d’écailles en marche, rebroussement épiglyptique de têtes de couches du substratum, etc.). Dans les étangs et lagunes littorales, la sédimentation se poursuit actuellement.

Il subsiste néanmoins beaucoup d’inconnues: ainsi, le devenir en profondeur des surfaces de chevauchement listrique et, a fortiori, le déterminisme dynamique de l’évolution structurale (le style des écailles et les contre-pentes mettent ici en échec les explications faisant par trop appel à la gravité). La nomenclature tectonique elle-même reste à clarifier: le rameau orogénique languedocien n’a rien d’une chaîne géosynclinale; mais il paraît cependant être plus qu’une simple «couverture de plate-forme déformée». Ses charriages éocènes, par leur style (sinon tout à fait par l’échelle), rappellent de façon frappante ceux, calédoniens tardifs, du Moine en Écosse ou les charriages varisques, également tardifs, du bassin houiller franco-belge. Or, dans ces deux cas, il s’agissait, en quelque sorte, d’une focalisation des poussées tangentielles ultimes dans la zone suturale délimitant le front d’orogènes géosynclinaux majeurs. Le rameau pyrénéo-provençal ne mérite vraiment pas ce qualificatif.

Voici qui incite à la réflexion: parmi bien d’autres enseignements, le bas Languedoc offre l’exemple d’une tectogenèse restée en quelque sorte à l’état naissant, mais indépendante de toute préparation géosynclinale. Il reste à savoir si ce caractère rudimentaire et inachevé n’est pas justement lié à cette absence.

9. Corse

La Corse se divise en deux ensembles géologiques très différents (fig. 21), dont l’étude a été marquée par de grands progrès depuis le début des années soixante-dix: à l’ouest, formant les hauts reliefs, la Corse ancienne, dite aussi granitique; à l’est, du cap Corse au Fium’Orbo, la Corse alpine, schisteuse. Une étroite dépression centrale, orientée nord-sud et s’étendant de L’Île-Rousse à Venaco, correspond à la zone de contact, structuralement complexe, entre ces deux ensembles.

La Corse ancienne

L’élément continental que constitue la Corse ancienne se relie au sud à la Sardaigne. Un vieux socle, attribuable au Précambrien, est représenté par des séries surtout terrigènes, transformées en gneiss catazonaux ou mésozonaux par leur entraînement vers la base de la croûte, les dernières transformations étant tenues pour hercyniennes. Ayant échappé à ces phénomènes du fait de son niveau structural superficiel, une série de phyllades peut correspondre à des dépôts infracambriens soumis à un tectono-métamorphisme léger (cadomien?). À Galéria, au sud de Calvi, elle est surmontée en discordance par une succession primaire exceptionnelle comportant des dépôts de l’Ordovicien supérieur (?), du Silurien, des flyschs du Dévonien supérieur et du Carbonifère basal.

Tous les terrains précédents forment de simples panneaux, isolés à l’intérieur du vaste batholite granitique qui s’étend, sur 400 kilomètres, de Calvi à la Sardaigne orientale. Mis en place au Carbonifère entre 350 et 300 millions d’années, ces granitoïdes calco-alcalins, généralement gris et altérables, comportent des types variés. Ils transforment en cornéennes («roches brunes») les schistes paléozoïques voisins. Au nord de la ligne Porto-Corte, une série détritique à traces de houille du Carbonifère supérieur, puis des venues volcaniques calco-alcalines, andésitiques puis rhyolitiques, du Permien «inférieur», se déposent sur les plutons carbonifères, préalablement dégagés par l’érosion. Au Permien «supérieur», les ensembles précédents sont traversés par de nouveaux granites, alcalins cette fois, souvent rouges, et responsables des reliefs hardis de la région de Porto-Évisa et de Bavella. Ces plutons sont parfois annulaires, parfois linéaires, accompagnés de champs filoniens de microgranites. L’effondrement de la partie haute des édifices permet l’accumulation de produits volcanogènes – pyroclastites, coulées... – dans des caldeiras. Le monte Cinto et la péninsule de Scandola, au nord de Porto, en offrent de remarquables exemples.

À la marge orientale du socle, resté émergé, subsistent des résidus de terrains mésozoïques transgressifs: mince Trias (flancs du massif du Tenda), calcaires massifs du Malm, conglomérats verts (du Crétacé supérieur?). Enfin, une épaisse série détritique éocène, débutant par des conglomérats et des calcaires à grands Foraminifères (Paléocène à Lutétien supérieur suivant les secteurs), s’accumule au pied oriental de la Corse hercynienne, en forte discordance sur tous les termes antérieurs.

La Corse alpine

Les unités de la Corse alpine ^{[cf. ALPES]} chevauchent vers l’ouest la Corse hercynienne. En général, des mouvements tardifs (fractures à composantes verticale et coulissante) ont redressé le contact. Entre Corte et Ponte-Leccia, des unités à matériel sédimentaire et à substratum continental s’interposent entre le socle occidental, écaillé, et le grand ensemble des schistes lustrés, à l’est. En revanche, au nord de Ponte-Leccia, le massif hercynien du Tenda sépare les synclinaux tardifs de Balagne, à l’ouest (où la nappe du même nom est conservée), et du Nebbio, à l’est (où l’allochtone de Saint-Florent s’intercale entre les schistes lustrés et les dépôts miocènes post-nappes).

Les unités à matériel continental

On attribue au domaine «prépiémontais», marge orientale alpine de l’ensemble continental sud-européen, les séries d’un certain nombre d’unités charriées vers l’ouest sur l’autochtone (socle corse et sa couverture), avant d’être replissées et écaillées avec ce dernier. Ces unités (écailles cortenaises et, plus à l’est, unité de Caporalino-Pedani) affleurent spécialement entre Corte et Ponte-Leccia. Elles possèdent un socle granitique, un puissant Permien rhyolitique et arkosique, un Trias à trois termes (détritique, évaporitique, calcaro-dolomitique), un Lias inférieur carbonaté. Du milieu du Lias à l’Éocène, ce domaine se fragmente en blocs basculants, avec des bassins suspendus à sédimentation grossièrement détritique (cycles du Lias supérieur-Malm inférieur, du Crétacé supérieur, de l’Éocène moyen-supérieur) et à faciès carbonatés, parmi lesquels le calcaire de Caporalino (Malm). Superposée à l’unité de Caporalino, la nappe de Santa-Lucia a valeur de «domaine piémontais» (stricto sensu): elle comporte un socle granulitique avec de puissants cumulats basiques antécarbonifères (comparable à celui de la zone d’Ivrée), que surmonte directement un Crétacé supérieur détritique (conglomérats du Tomboni, flysch à lydiennes puis flysch calcaire de Tralonca). Des unités comportant un flysch analogue se suivent de Solenzara au cap Corse (Piedi-Querciu?, Bagliacone, Bas-Ostriconi, Macinaggio).

Les unités à matériel océanique

Ces unités résultent du débitage des formations du domaine océanique qui, au Jurassique, s’est ouvert entre les plaques européenne et insubrienne [= Adria; cf. EUROPE (structure et milieu) – Géologie]. Le matériel ophiolitique (péridotites, gabbros, basaltes sous-marins, radiolarites) et sa couverture de vases pélitiques abyssales du Crétacé inférieur-moyen ont été violemment structurés et métamorphisés, en climat de haute pression, c’est-à-dire à des profondeurs de 10 à 40 kilomètres, au cours du Crétacé supérieur: telle est l’origine des schistes lustrés. L’empilement d’unités est extrêmement complexe: le socle continental parautochtone, «alpinisé», et sa couverture (triasico-liasique?), la série de Santo-Pietro-di-Tenda, sont impliqués dans ces structures; au-dessus vient un complexe ophiolitique associé aux schistes de la Castagniccia, et soumis à un métamorphisme et à un étirement-aplatissement considérables («Bastio-Ligure»); couronnant l’édifice, des unités à matériel océanique analogue s’avèrent moins transformées («Ligure de type Inzecca»...). Certaines portions du domaine océanique, échappant au métamorphisme, sont charriées sur l’Éocène autochtone: ainsi la nappe de Balagne, qui possède une couverture détritique à termes du Crétacé moyen-supérieur et de l’Éocène.

La structuration du matériel des unités de la Corse alpine résulte de la superposition de plusieurs phases, en climat de haute pression puis de moyenne à basse pression. L’âge des grandes surfaces de cisaillement ductile limitant les unités des schistes lustrés est discuté: Crétacé supérieur, ou Éocène? Quant aux surfaces séparant les nappes à matériel sédimentaire, elles sont d’âge éocène. Ultérieurement, plusieurs phases, à plis orientés est-ouest puis nord-sud ou nord-est - sud-ouest, souvent déversés vers l’intérieur de la chaîne, replissent formations et contacts anormaux: leur âge (éo-?)oligocène est localement attesté.

Les unités sédimentaires charriées sur les schistes lustrés

Dans le Nebbio, au sud de Saint-Florent, des formations allochtones non métamorphiques reposent sur les schistes lustrés, antérieurement structurés. Cela semble résulter du rétro-charriage superficiel d’une partie du matériel de la nappe de Balagne: unité inférieure, dont l’Éocène détritique englobe blocs et «lames» de terrains d’origine prépiémontaise (Paléozoïque, Trias-Lias, Malm); unité ophiolitique supérieure de la Mortola. De même, à Macinaggio, sur le versant est de l’anticlinal tardif du cap Corse, des éléments allochtones reposent sur les schistes lustrés: lames prépiémontaises (Permien, Trias-Lias) sous un Crétacé supérieur détritique comportant un flysch calcaire. Enfin, en bordure du Miocène d’Aléria, l’unité granitique de Linguizetta peut également avoir valeur de parautochtone rétro-charrié.

Les dépôts postérieurs à l’orogenèse alpine

Une intense érosion a suivi les stades finals (Éocène terminal?) de l’orogenèse alpine. Jusqu’alors, l’ensemble corso-sarde était resté accolé au bâti européen, de la Catalogne à la Ligurie, et en avait partagé l’histoire géologique. C’est à ce moment, à la limite de l’Oligocène et du Miocène, que s’«ouvre» la Méditerranée occidentale et que s’opère une rotation de quelque 30⁰ de la Corse par rapport au continent européen, autour d’un pôle que l’on situe généralement au nord-est, près de Gênes. Le microcontinent corso-sarde, isolé et émergé, ne va plus qu’enregistrer marginalement l’avancée des mers: le Burdigalien-Langhien, calcaire (Saint-Florent, Bonifacio) ou marno-sableux (plaine d’Aléria), a dû recouvrir la quasi-totalité de la Corse alpine, avant que l’érosion qui a suivi la formation des grands plis de fond nord-sud (comme ceux du massif du Tenda ou de la Castagniccia-cap Corse) n’en élimine la plupart des dépôts. Enfin, des avancées locales (Aléria) se sont effectuées au Tortonien puis au Pliocène inférieur, ce dernier occupant des rias au fond des golfes d’Ajaccio et de Propriano. À noter enfin que, du Miocène moyen au Quaternaire, la Corse n’a cessé de monter, en particulier par le jeu de la grande faille à rejet kilométrique qui limite à l’ouest les plaines orientales. Ainsi, des surfaces d’érosion du Quaternaire ancien se trouvent-elles portées en hauteur (à plus de 1 000 m au nord-est de Sartène). Cependant, la faible activité sismique indique la stabilisation actuelle du bloc corse.

Encyclopédie Universelle. 2012.