L'histoire géologique régionale

L’histoire géologique régionale commence au Paléozoïque inférieur. Aujourd'hui des outils très divers empruntés aux différents domaines des sciences de la Terre (éléments de terrains de natures pétrographique, tectonique,structurels,  les signatures géochimiques,  les données paléomagnétiques...) permettent les reconstitutions paléogéographiques et proposent un modèle ( ou plutôt des modèles) de l' histoire géologique qui s'est déroulée depuis le début de l' Ere primaire. Ainsi, au début du Paléozoïque, deux masses continentales, la Laurasia au Nord, le Gondwana au Sud (dont le socle Ibérique représente la partie la plus septentrionale), étaient séparés par des bras océaniques isolant des microplaques ; l’océan Rhéique séparait l’Avalonia de l’Armorica, l’océan Hyapetus, cet Armorica du Gondwana.

Guidée par la dynamique des plaques, elle présente des phases d’extension avec des ouvertures océaniques, des blocages avec des entrées en subduction, puis des collisions continentales. Le Massif Central est interprété aujourd'hui comme un empilement de ces nappes primaires, intrudées ça et la par des plutons granitiques. Les unités inférieure et supérieure des gneiss sont deux de ces nappes, ces dénominations supérieure et inférieure ayant un sens topographique (la première étant située au dessus de la seconde) et non chronologique comme il en est classiquement des terrains en géologie.

La chaîne hercynienne résulte de la fermeture par subduction d'un ou de deux domaines océaniques et de la collision entre la Laurasia, au nord, et le Gondwana, au sud, du dévonien au carbonifère.       Burg et al, 1994

Le complexe leptino-amphibolite qui fait parti de l' unité supérieure,  témoigne d’un rifting continental suivi d’une océanisation avec la formation d’une croûte océanique bien individualisée. Les leptinytes, de composition globalement granitique, dérivent de la paléo croûte continentale, les amphibolites, riches en amphiboles, dérivent de la paléo croûte basaltique. La remontée asthénosphérique autorise la fusion partielle mantellique et continentale : L’association de magmas basiques  et crustaux suggèrent un contexte géodynamique de type Mer Rouge (fin de rifting continental et début d’océanisation) à la fin du Cambrien qui a abouti à la naissance de l’Ocean du Massif Central  Les datations radio isotopiques donnent un âge d’ouverture compris entre 540 et 470 M.a. La datation des déformations du complexe donne un âge de 385 M.a., cet âge indique le début de la déformation continentale.

Le recoupement de données avec d'autres sites de cette unité dans d'autres régions du Massif Central permet de reconstituer  une histoire de cette unité supérieure des gneiss, histoire qui a commencé au début du Cambrien, il y a 540 M.a. lors d’un rifting continental aboutissant à une lithosphère purement océanique. L’expansion de cet océan a duré jusqu’à l’Ordovicien. A partir de 470 M.a., le système passe en subduction et cela perdure jusqu’au Dévonien. A partir de 385 M.a., le système se bloque et entre en collision continentale. Des chevauchements crustaux ont lieu. Cette unité va alors chevaucher l’unité sous jacente, celle des gneiss inférieurs.

L’unité inférieure des gneiss  est constituée ici essentiellement les paragneiss. Les âges isotopiques corrélés avec d'autres formations du Massif Central leur donnent 320 à 290 M.a. ; c’est la fin de l’évolution de la chaîne hercynienne. La présence de sillimanite et de cordiérite dans ces gneiss indiquent un géotherme de zone en extension (basse pression, haute température), liée à un effondrement gravitaire de fin d'orogenèse.. Celui-ci est du principalement à la fusion anatectique vellave, à l’origine du granite du Velay. Outre les désintégrations radiogéniques d'éléments  (Uranium, Thorium et potassium) contenus dans la croûte supérieure, l’interprétation actuelle fait intervenir la plaque lithosphérique plongeante lors de la subduction de l’unité supérieure des gneiss. Celle-ci casse partiellement, et la partie profonde s’enfonce ce qui a pour conséquence, à l’image du bateau qui coule entraînant une remontée subite d’une poche d’eau, la remontée de l’asthénosphère : cet apport thermique dans les parties basses de la croûte est à l’origine de la fusion importante d’une partie de cette croûte. Le granite du Velay résulte de la fusion d’une partie des séries inférieures et supérieures des gneiss.

Parallèlement au jeu des plaques lithosphériques alors en collision, cette remontée du granite du Velay participe au blocage du contexte de convergence ; le système va jouer en extension ce qui va favoriser les cisaillements normaux et la formation des grandes failles normales d'orientation Nord Est – Sud  Ouest.

  

L'orogenèse Hercynienne se termine à la fin du Carbonifère. On assiste alors à une pénéplénation du Massif, ce qui permet de ramener au niveau du sol, des terrains, comme le granite du Velay, formés à grande profondeur. Pendant tout le Secondaire, cette région du «  continent centralien » reste en bordure du domaine Alpin, même si à quelques kilomètres ( les environs de Valence), la sédimentation marine est continue avec des dépôts de mers épicontinentales.

A la fin du Crétacé et au début du Tertiaire, des mouvements de surrection liés au début de la collision lithosphérique vont être à l' origine de l'émersion de toute la bordure est du Massif Central. Si ces mouvements sont peu importants au sud de Tournon, le soulèvement est plus accentué au nord. Ce massif domine une zone effondrée où viennent se déposés des sédiments grossiers.

À l’Oligocène (- 40 millions d’années) l’orogenèse alpine connaît des mouvements tectoniques majeurs avec pour conséquence la formation de fossés d’effondrement et de seuils résistants. Ainsi l’existence, à partir de cette époque, de ces bassins et  seuils, oriente l’ensemble du réseau hydrographique régional et notamment l’axe rhodanien. Si les sédiments oligocènes n 'affleurent pas dans cette région, ils sont repérés en profondeur sur une épaisseur de plus de 1000 mètres. Les nombreuses intercalations d'évaporites indiquent une transgression marine vers le Nord; nous sommes ici en bordure d'un rift, parsemé de marécages et de lagunes. Au début du Miocène (Burdigalien), la mer est située plus à l'est, à l'emplacement actuel du Vercors. Mais de l'Helvétien (Miocène moyen) au Tortonien, la mer occupe toute la plaine rhodanienne jusqu'en  bordure du Massif Central. Dans le même temps, une vigoureuse phase tectonique soulève la bordure du Massif Central. L'érosion des roches cristallines et cristallophylliennes y est forte, produisant des sables  grossiers et des galets venant s'accumuler dans les lits des vallées larges (2 à 4 kilomètres) à cette époque.  Cette érosion de bordure de massif,ou pédimentation, est à l'origine du plateau  d'Annonay qui se termine au niveau du Doux.

Mais à la fin du Miocène (Messinien) le détroit de Gibraltar se ferme provoquant une baisse du niveau de la Méditerranée de plus de 2000 mètres au moins. L'abaissement de base du niveau du fleuve, provoque  un creusement vigoureux sur l' ensemble de son cours et de ses affluents. Mais ce plateau cristallin, donc résistant, est façonné aux endroits les plus fragiles, les zones de failles, celles qui se sont formées à la fin de l'orogenèse Varisque: une forte érosion sur un socle résistant mais fracturé, entraîne ce que l'on observe aujourd'hui, ce plateau du socle Primaire entaillés par des vallées très escarpées, comme celle du Doux,,du Duzon, de la Daronne et dont la bordure tombe de façon abrupte sur la vallée du Rhône.

Au Pliocène, lors de la réouverture brutale du détroit de Gibraltar, la mer envahit la vallée du Rhône surcreusée formant une ria étroite et ramifiée, longue de 300 kilomètres, qui va s'étendre au nord jusqu'à' à Lyon. Celle ci est rapidement comblée par des argiles bleues, le fleuve et ses affluents reprenant leurs cours. Le soulèvement tectonique de la fin du Pliocène provoque à nouveau l'enfoncement du réseau hydrographique.