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Géologie régionale

Par jesteban — Dernière modification 05/02/2016 14:47

                

                           La connaissance de quelques sites des Monts du Lyonnais et du Pilat permet de reconstituer (au moins partiellement) l’histoire de la chaîne Hercynienne. 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. Ainsi, dans la première partie  du Paléozoïque, deux masses continentales, la Laurasia (1) au Nord, le Gondwana (2) au Sud, étaient séparés par des bras océaniques isolant des masses plus petites la Sibéria (3), et la Baltica (4).

 

 

 

                                                Entre Gondwana et Sibéria, des ouverture socéaniques séparaient des microplaques ; l’océan Rhéique séparait l’Avalonia de l’Armorica, l’océan Hyapetus, cet Armorica du Gondwa. La carte structurale de l'ensemble hercynien montre un passage par subduction Nord Sud de l 'avant pays Scandinave sous une micro plaque  Armorica au Nord, et un mouvement Sud Nord de l' avant pays Gondwanien sous cette micro plaque Armorica.

 

chaîne hercynienne V Gardien_1.jpg

 


  

 


                                                                       Dans les Monts du Lyonnais, au niveau de la carrière de Riverie, près de Sainte Catherine, le complexe leptino-amphibolite 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 : ceci se concrétise aujourd’hui par les lentilles d’amphibolites emballées dans les masses de leptinytes.

Photo V. Gardien

 

                                                           Dans les amphibolites, la diminution progressive des terres rares lourdes et l’enrichissement parallèle en terres rares légères traduisent cette évolution d’une croûte océanique contaminée par une croûte continentale vers une croûte océanique de type MORB. Dans les leptinytes, une anomalie négative en niobium  (Nb) est un indice d’une signature crustale suggérant que les roches dérivent d’une fusion de croûte continentale. L’association de magmas basiques (source mantellique dont certains ont des signatures de MORB) 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’Océan 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.

 



                                                            Un peu plus au Sud, sur le site du bois des feuilles, on peut observer plusieurs lithologies, dont des gneiss à grenat et des serpentinites fracturées et pour certaines fortement altérées. L’étude minéralogique indique que celles-ci ont subi des mouvements verticaux passant de 30/40 kms de profondeur à 80/90 kms de profondeur ; Cette association gneiss-péridotite dérive d’une paléo lithosphère qui est entrée en subduction. Le protolite lithosphérique est daté à 480 M.a., les déformations le sont à 380 M.a., ce qui est concordant avec les âges retenus sur le complexe de Riverie ; cet ensemble subit à cette époque, les contraintes de la déformation continentale.

                                                            Plus au Nord Est, au lieu dit La Durantière, les gneiss à cordiérite et sillimanite témoignent d’une cristallisation dans un contexte de collision. Les datations radio isotopiques  sur les migmatites à cordièrites donnent un âge de 385 Ma et les biotites qui soulignent le plan de foliation régionale sont datées à 350 Ma.



                                                             Ainsi ces 3 sites restituent une histoire d’une unité géologique, l’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 qui constitue notamment  une zone importante du Massif du Pilat, est constituée essentiellement de micaschistes et de pegmatites intercalées. Les âges isotopiques lui donnent 320 à 290 M.a. ; c’est la fin de l’évolution de la chaîne hercynienne. La présence de sillimanite dans les micaschistes et de cordiérite dans les pegmatites granitiques indiquent un géotherme de zone en extension (basse pression, haute température), liée à un effondrement gravitaire tardi orogénique. Celui-ci est du principalement à la fusion anatectique vellave, à l’origine du granite du Velay. Outre les désintégrations radiogéniques déléments  (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 inférieure 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 (des granulites, roches magmatiques typiques des parties profondes de la croûte,  remontées en enclaves dans des laves du Massif Central ont été datées à 300M.a., un âge concomitant de cette fusion crustale). 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 les failles normales dans l’unité inférieure des gneiss,

ainsi que l’effondrementde certains bassins et leur remplissage par des sédiments carbonifères

(Stéphanien du bassin de Saint-Etienne).