Origine des massifs Flashcards
Chaine hercynienne
Le Massif armoricain, le Massif central et les Vosges sont des régions constituées de terrain anciens, granites, roches volcaniques, métamorphiques et sédimentaires, pour la plupart datés de l’ère primaire. Elles font partie de la chaine hercynienne.
Ces massifs montagneux, très usés, sont les restes visibles d’une grande chaine de montagnes qui s’est soulevée dans la deuxième partie de l’ère primaire, entre -400 et -250 million d’années. A cette époque, la chaine hercynienne barrait l’ensemble de l’Europe sur 3000km de long et 700 à 800 km de large, à une échelle vraisemblablement comparable à celle de l’Himalaya aujourd’hui.
En simplifiant beaucoup, on peut dire que cette chaine a été le résultat de la fermeture de deux espaces océaniques et de la collision nord-sud de blocs continentaux. On retrouve, à l’affleurement, des roches et des structures caractéristiques des fonds océaniques. Cette collision a participé à la formation du super continent unique de la Pangée à la fin de l’ère primaire.
La chaine hercynienne ne se cantonne pas seulement aux régions précitées, elle est en réalité partout présente de la Corse aux Ardennes. Les roches hercyniennes constituent les grands sommets des Alpes et l’axe principal des Pyrénées.
Massif central
Après le plissement hercynien, le Massif central a subi l’érosion et a été le siège d’une importante sédimentation à l’ère secondaire. Cette sédimentation de l’ère secondaire a donnée les Causses (plateaux calcaires). Au tertiaire, le Massif central a été rajeuni par les plissements distants suite à l’orogenèse alpine. Ce phénomène a relevé ses bordures orientales et méridionales. Cela a également provoqué des fractures dans le manteau supérieur ce qui a engendré un volcanisme important : le volcanisme de la chaîne des Puys (au quaternaire)
Le Massif central reste un massif où les roches dominantes sont des roches du socle hercynien de l’ère primaire.
Chaîne des Puys
Située à l’ouest de Clermont-Ferrand, la chaîne des Puys est un alignement volcanique particulièrement spectaculaire. Elle s’étend du nord au sud sur une quarantaine de km. La chaine des Puys comporte environ 80 édifices volcaniques implantés le long de grandes failles qui entaillent le socle du Massif central et qui ont permis le passage de magma lors des éruptions.
La chaîne des Puys appartient à tout un ensemble volcanique qui s’étend du nord de l’Auvergne jusqu’aux plages du Languedoc, avec le volcan du cap d’Agde, en passant par les monts Dore, le Cantal, le Cézallier (plateau basaltique d’Auvergne), la Haute-Loire, l’Ardèche.. et qui recoupe le socle du Massif central.
L’une des particularités de la chaîne des Puys est d’être constituée par des édifices indépendants les uns des autres et, généralement, bien visibles dans le paysage. on peut y distinguer 3 formes principales d’édifices volcaniques : des cônes pourvus d’un cratère, des dômes dépourvus de cratère, des cratères d’explosion appelés des « maars ».
La chaîne des Puys date de l’ère quaternaire, la plupart de ses édifices ont entre 11000 et 6000 ans.
Pyrénées
Longues de 400km environ et large de 100km, les Pyrénées forment une chaîne bien délimitée et difficilement franchissable, véritable barrière entre la France et l’Espagne. Les Pyrénées culminent au pic d’Aneto à 3404m d’altitude, coté espagnol.
A la différence des Alpes, les Pyrénées forment une chaîne née, non pas de la fermeture d’un océan bien marqué, mais du serrage d’un bassin sédimentaire, pris en étau entre deux blocs continentaux ; le bloc ibérique et la France.
La formation des Pyrénées est liée à la dynamique de l’ouverture de l’océan Atlantique qui a provoqué le pivotement et le coulissage du bloc ibérique dans le sens inverse des aiguilles d’une montre et, par voie de conséquence, l’ouverture du Golfe de Gascogne. Puis, à la fin du Crétacé (Secondaire) et au début du Tertiaire, le bloc ibérique est remonté d’environ une centaine de km vers le nord, provoquant le serrage des terrains et la surrection de la chaîne. Les mouvements ont continué pendant le Tertiaire et continuent encore de nos jours.
Si le principal moment de la surrection des Pyrénées date du Tertiaire (entre 65 et 35 millions d’année), l’ossature (axe principal) des Pyrénées est principalement composée de roches de l’ère primaire, granites, roches métamorphiques et roches sédimentaires, avec de part et d’autre, au nord et au sud, ainsi qu’au Pays Basque, des terrains plus récents, du Jurassique et du Crétacé (Secondaire).
Alpes
Les Alpes, comme les Pyrénées, se sont formés à l’ère Tertiaire et continuent de se soulever aujourd’hui.
Pour comprendre l’histoire de la création des Alpes, revenons à environ à 300 millions d’année en arrière. La Pangée, continent unique vient de se créer ce qui a soulevé la chaîne hercynienne. Cette chaîne, complètement arasée environ 60 millions d’années plus tard, a laissé à l’affleurement de nombreux granites. Ce sont toutes les roches cristallines que l’on va retrouver dans l’arc interne des Alpes (du Mont Blanc aux Ecrins).
Au début de l’ère secondaire, au Trias, entre -245 et -205 millions d’années, la plate-forme continentale du Sud de l’Europe subit des contraintes de distension qui provoquent son affaissement progressif. Zones deltaïques, plages et mers peu profondes en constituent les paysages. A cette époque se déposent des sables de plages qui proviennent de l’érosion des derniers reliefs de la chaîne hercynienne. Ces sables constituent aujourd’hui des couches de grés (Emosson) avec leurs rides de courant et leurs empreintes de dinosaures. C’est aussi pendant le Trias que se forment les couches de gypse et de sel dans des lagunes littorales soumises à une forte évaporation. Les futures Alpes se situent alors au niveau de l’équateur.
Entre -205 et -135 millions d’années, au Jurassique, c’est la période de l’ouverture de l’océan alpin. A cette époque, le secteur des Alpes françaises correspond à une marge continentale passive (bordure d’une plaque continentale), face à un océan qui s’ouvre. Sur cette marge, plus ou moins affaissée se déposent différents types de sédiments en fonction de la répartition géographique et des périodes. Ces sédiments forment aujourd’hui une grande partie des roches des chaînes subalpines. A cette époque, la région de Briançon forme une sorte de haut fond surélevé, où la sédimentation est moins importante. Vers le sud-est, dans un océan alpin, le volcanisme sous-marin crée progressivement un plancher océanique. Les pillow-laves qui affleurent au sommet du Chenaillet attestent de ce volcanisme sous-marin et de l’ouverture de l’océan alpin. Plus loin, de l’autre côté de l’océan, à quelques centaines de km plus au sud, c’est le continent africain (Apulie), avec ses roches, notamment celles qui forment aujourd’hui le Cervin et les Dolomites.
Entre -135 et -65 millions d’années, au Jurassique supérieur et au Crétacé inférieur, la sédimentation est intense dans l’océan alpin et sur ses bordures. C’est à cette époque que se déposent, entre autres, les épaisses couches de calcaire qui forment le Vercors, la Chartreuse, et toutes les chaînes subalpines. Au milieu du Crétace, il y a environ 100 millions d’années, les évènements tectoniques changent de tournure. L’ouverture de l’océan Atlantique sud se traduit par un pivotement de l’Afrique vers le nord, provoquant à son tour le début de la fermeture de l’océan alpin, lequel disparait par subduction sous la marge « africaine ». Les sédiments déposés dans le domaine océanique central sont en partie enfouis et métamorphisés.
Le Tertiaire voit la collision des deux marges continentales : l’Europe au nord et un petit bloc continental issu et détaché de l’Afrique au sud. Sa séparation du continent africain est à l’origine d’une partie de la mer Méditerranée. Quelques lambeaux de l’océan alpin pris en sandwich sont portés en altitude, par obduction (chevauchement d’une croûte océanique sur une croûte continentale) (mont Viso, crête du Chenaillet..). Il faut attendre la fin du Tertiaire et le début du Quaternaire pour que la chaîne acquiert ses reliefs actuels. Le Quaternaire est aussi marqué par de grandes extensions glaciaires qui façonnent les paysages que nous connaissons aujourd’hui.
Jura
Le massif du Jura présente une forme courbe qui suit celle de l’arc alpin. Il est caractérisé par une structures plissées où alternent crêts et combes. Le Jura n’est pas une chaîne de montagne au sens strict du terme. C’est une région où la couverture de roches sédimentaires a été déformée par le plissement des Alpes (phénomène distant). Le Jura est une pile de tissus plissés à la surface d’une table rigide, la table étant le socle hercynien constitué de granites, de roches métamorphiques et autres, se comportant comme une surface rigide très peu déformée. La pile de tissus, c’est l’ensemble des couches de roches sédimentaires de l’ère Secondaire : Trias, Jurassique et Crétacé. Les terrains datant du Trias, comme pour les Alpes, contiennent des couches de sel qui se comportent comme des couches de « savon » ayant favorisé le plissement des terrains situés au-dessus. Le nom de « Jurassique » vient de Jura car les roches de cette période s’y sont déposées sur de grandes épaisseurs et affleurent un peu partout.
Le plissement du Jura date du milieu de l’ère Tertiaire, il y a environ 30 millions d’années.
Corse
La carte géologique de la Corse montre deux parties bien distinctes.
La Corse alpine, comprenant le cap Corse et la partie nord-ouest de l’île, dont les terrains correspondent , par leurs âges et leurs natures, à ceux des Alpes ;
La Corse hercynienne, presque entièrement constituée de granite et d’autre roches éruptives.
La plaine côtière de l’est et le site de Bonifacio correspondent à des dépôts sédimentaires récents (Miocène, Tertiaire), qui tranchent aussi bien dans les couleurs de la carte que dans la réalité des paysages.
Il y a 35 millions d’années, la Corse était solidaire du sud de la France. Elle jouxtait les Maures et l’Estelle. Le cap Corse correspondait au sud des Alpes. Le bloc composé de la Corse et de la Sardaigne s’est séparé du continent et un rift se forma et fut envahi par la mer. Ce bloc dériva pendant environ 10 millions d’années, en effectuant une rotation de 30° dans le sens inverse des aiguilles d’une montre, avant de venir se stabiliser devant les côtes italiennes, il y a un peu moins de 20 millions d’années.
