Le Massif armoricain tire son nom de l’ancienne Armorique, région gauloise située entre la Loire et la Seine. Façonné par l'orogenèse cadomienne et varisque (ou hercynienne), il n'a, à l'inverse du Massif central, que peu subi le contrecoup du plissement alpin. Il a cependant été soulevé, à la faveur de l'ouverture du golfe de Gascogne, dont il constitue l'épaulement, à l'instar de la cordillère Cantabrique[réf. souhaitée]. Affecté par des cassures, des failles, ce massif est modelé par l'érosion qui a approfondi les vallées et dégagé les deux bombements de roches dures (au nord, les monts d'Arrée et au sud, les montagnes Noires), de direction est-ouest, qui constituent le bâti de la péninsule armoricaine. La morphologie actuelle de cette chaîne polygénique est encore marquée par l'orogenèse varisque puisqu'elle est caractérisée par des plis hercyniens séparés par des éléments du socle et que les transgressions mésozoïques et du début du Cénozoïque ont peu recouvert ce massif[n 1].
Bien qu'il atteigne rarement l'altitude de 400 mètres (416 mètres au mont des Avaloirs, Mayenne, 413 mètres au signal d'Écouves, Orne), il doit cependant être classé géologiquement parmi les massifs montagneux, tant pour la nature de ses sols[1], son origine (orogenèse hercynienne provoquant le soulèvement de la plaque Armorica à une altitude initiale de 4 000 m[2]) que pour ses paysages escarpés. Profondément érodé et réduit à l'état de pénéplaine, son altitude moyenne de 106 m est inférieure à celle du Bassin parisien (178 m) et du Bassin aquitain (135 m) qui ont, eux, subi le contre-coup du plissement alpin qui les a soulevés d'une cinquantaine de mètres[3].
Le Massif armoricain s'étend sur 65 000 km2, soit approximativement le neuvième de la surface de la France métropolitaine[4]. Cette entité géologique englobe les îles Anglo-Normandes, la Bretagne, l'ouest de la Normandie, une grande partie des Pays de la Loire et le nord-ouest de la région Nouvelle-Aquitaine (département des Deux-Sèvres).
Il est constitué de quatre domaines de plateaux et collines (plateaux ouest-armoricain et bas-normand, collines vendéennes et du Cotentin[n 2]) ceinturé par des domaines aplanis de plus faible altitude (bas plateau breton, plates-formes du Léon, du Trégor, de Vannes et de Basse-Loire, etc.)[5].
Son point culminant est le mont des Avaloirs, en Mayenne à la limite de l'Orne, avec une altitude de 416 m selon des études récentes de l'IGN. Autrefois, il était crédité, comme le signal d'Écouves, dans l'Orne, d'une altitude de 417 m. Ce dernier est désormais mesuré à 413 m[6].
Le massif a subi depuis le passage Plio-Pléistocène (2,6 Ma) un basculement vers le sud pendant sa surrection par rapport à la dépression de Rennes. Ce basculement a provoqué le soulèvement de sa marge nord et un effondrement relatif de sa marge sud dont le relief, étagé en gradins, descend progressivement vers l'Atlantique. Ce soulèvement différentiel a eu pour conséquence un vigoureux encaissement des vallées au nord de la ligne de partage des eaux et leur comblement généralisé au sud du cisaillement sud-armoricain[7].
L'histoire géologique est également marquée par la surrection relative de la Bretagne occidentale de 30 m par rapport au bassin de Rennes[n 3] depuis 700 000 ans[8]. La limite entre l'ouest qui a tendance à s'exhausser et l'est qui a tendance à s'abaisser est une faille active[9] qui va de la baie de Saint-Brieuc à l'estuaire de la Vilaine[10].
Le relief en Bretagne propose deux lignes de crêtes :
La végétation du Massif armoricain comprend comme arbres dominants le chêne (pédonculé sur terrains humides, rouvre ou sessile sur terrains secs, parfois mélangé de chêne pubescent méditerranéen qui ne dépasse pas les Pays de la Loire), le châtaignier, les pins maritime et sylvestre fréquemment employés comme première essence de reboisement, le houx, le hêtre, le bouleau, le charme, le frêne, le genévrier ; des plantes atlantiques (fougère-aigle, canche flexueuse, fétuque capillaire, luzule champêtre, digitale pourpre, millepertuis élégant, germandrée scorodoine) ; la lande atlantique avec des arbustes (ajonc, genêt, bruyère) associés à la canche argentée, aux nards, aux lichens et aux mousses en terrains secs, aux graminées, juncées, cypéracées et sphaignes en terres humides[11]. Les espèces calcicoles des bassins sédimentaires aquitain et parisien ne pénètrent pas le massif aux roches majoritairement siliceuses, à l'exception du littoral dunaire (diverses orchidées, le dompte-venin ou le géranium sanguin dans les sables coquilliers dunaires) et des affleurements de calcaires primaires déposés à l'ère tertiaire[12]. Si l'océanicité du climat favorise les espèces atlantiques strictes, les caractéristiques tempérées du climat breton permettent la cohabitation d'espèces méridionales en limite nord de répartition et d'espèces à affinités nordiques en limite méridionale[13]. Les espèces à affinités nordiques (chou maritime, renouée de Ray, statice humble et cochléaire officinal sur le littoral), les espèces montagnardes ou à affinité boréale (canneberge, malaxis des marais, linaigrette vaginée ou violette des marais se réfugiant dans les habitats les plus froids, tourbières et bas marais) sont également présentes[14].
Reconstruction moderne de la Pangée il y a 237 millions d'années. La formation du supercontinent Pangée par collision entre la Laurasie et le Gondwana est à l'origine de la chaîne varisque, le Massif armoricain et le Massif central appartenant à la marge nord du Gondwana.
Le Massif armoricain a été façonné par deux grands orogenèses, le cycle cadomien et le varisque, permettant de distinguer le domaine cadomien au nord et centre armoricain au centre, peu affectés par l'orogenèse hercynienne, et le domaine hercynien au sud du massif.
L'orogenèse cadomienne est suivie par une pénéplanation totale issue de l'érosion des montagnes au nord et des cordillères ligérienne au sud. Le Massif armoricain se présente alors comme une plateforme continentale arasée et en grande partie émergée en bordure nord du craton ouest-africain. Dans le détail, les reliefs restent cependant encore élevés à l'ouest et cette plateforme armoricaine pentée vers l'est est ondulée (succession de synclinaux et d'anticlinaux disposés parallèlement les uns aux autres et de direction générale est-ouest). Le riftingcambro-ordovicien (tectonique distensive nord-sud conjuguée à la distension de Rodinia), associé à l'ouverture de l'océan Rhéique entre la micro-plaque Avalonia et Gondwana, favorise un volcanisme effusif acide, un magmatisme à l'origine de granitisations et une subsidence (notamment la sédimentation ordovicienne dominée par le grès armoricain) liée à l'ouverture de grabens qui enregistrent, comme les gouttières synclinales, la transgression par une mer venant de l’est. L'orogenèse varisque est un cycle orogénique qui correspond à la formation d'une chaîne de type subduction-collision continentale, du Dévonien au Carbonifère. Elle se traduit par une collision entre la Laurussia et le Gondwana à l'origine du supercontinentPangée. Son histoire géologique reste complexe à synthétiser, en raison du fait que la marge nord-gondwanienne était probablement scindée en plusieurs ensembles, séparés par des domaines océaniques de faible dimension. De nombreux auteurs reconnaissent ainsi une « microplaque Armorica », laquelle est, au cours de la convergence Gondwana-Laurussia, déformée entre les mâchoires de ce gigantesque étau[15].
Depuis le Carbonifère, le Massif armoricain est marqué par sa continentalité. Longtemps émergé, il est d'abord soumis à l'érosion, prédominante au Permien, puis à une altération à l'origine d'un épais manteau d'altérites. Le contre-coup de l'ouverture de l'océan Atlantique puis de la tectonique compressive alpin et pyrénéenne est associé au basculement nord-sud du massif (d'où une Bretagne à côtes, à falaises élevées au nord, à rivages plus bas au sud, et un écoulement des fleuves suivant la direction nord-sud) tandis que les déformations à grand rayon de courbure favorisent la transgression de la mer des Faluns au Miocène[18].
Le Cénozoïque voit s'installer un réseau fluviatile sur un socle qui réagit à la tectonique compressive pyrénéenne et alpine en rajeunissant les reliefs anciens et en mettant en valeur la plupart des affleurements granitiques[19]. Enfin la pénéplaine est recouverte par des dépôts quaternaires qui façonnent les paysages que nous connaissons aujourd'hui. Lors des périodes périglaciaires, des heads empâtent les reliefs tandis que les vents glacés, soufflant sur la Manche asséchée, déposent un épais manteau de limonloessique sur la Ceinture dorée. Lors des périodes interglaciaires, le niveau marin remonte, comme l'indiquent les plages anciennes « perchées » observées ici et là sur le littoral. Trois stades transgressifs se sont succédé au cours du Pléistocène moyen et du Pléistocène supérieur, dont le dernier, la transgression flandrienne, ennoie les bordures continentales (plate-forme à écueils) et les basses vallées fluviales (abers). Depuis 7 000 ans, la montée marine rapide repousse les sédiments vers les rivages actuels où les massifs dunaires s'édifient progressivement[20].
Les domaines géologiques
Les grandes zones de failles coulissantes d'échelle crustale et les différences d'âge des roches ont conduit les géologues à diviser le Massif armoricain en six domaines principaux, du nord au sud : domaine nord-armoricain, du Léon, centre-armoricain, de Lanvaux, des Mauges et sud-armoricain.
Les domaines centre- et nord-armoricains (qui constituent le cœur de la microplaque Armorica) sont bordés par deux zones de suture. Au nord, le domaine du Léon est constitué par un empilement de nappes de charriage. Au sud, un domaine intermédiaire (allochtone supérieur) enregistre une histoire polycyclique, avec un évènement de haute température auquel succède un épisode éclogitique (Les Essarts correspondant à une unité continentale subductée). Cet allochtone supérieur est charrié sur des unités ophiolitiques (allochtone moyen), elles-mêmes superposées à la paléomarge gondwanienne (allochtone inférieur)[21].
Le chapelet nord de granites rouges tardifs (ceinture batholitique de granites individualisée pour la première fois par le géologue Charles Barrois en 1909[23], formant de Flamanville et de la pointe de Barfleur[24] à Ouessant un alignement de direction cadomienne, contrôlé par les grands accidents directionnels WSW-ENE), datés de 300 Ma, correspond à un magmatisme permien[25].
La limite Sud correspond au cisaillement nord-armoricain et la partie sud du domaine cadomien est occupée par les formations sédimentaires paléozoïques du synclinorium médio-armoricain (synclinal du Menez-Belair, synclinal de Vieux-Vy-sur-Couesnon et synclinal de Vitré qui séparent les synclinoria de Châteaulin à l'ouest et de Laval à l'est).
Dans cette région, la zone de cisaillement nord armoricaine sépare des éléments du terrane composite nord armoricain, composé de bassins sédimentaires et volcaniques du Briovérien à structure inversée et déformée au cours de l'orogenèse cadomienne (terranes du Trégor-La Hague, de Saint-Brieuc, de Saint-Malo et du Mans), du terrane centre armoricain dans lequel la principale déformation et le métamorphisme régional des séries sédimentaires briovériennes sont varisques[26].
Domaine centre armoricain
Le domaine centre armoricain correspondant à une vaste unité sédimentaire essentiellement constituée de terrains gréso-schisteux (dont le grès armoricain), est limité au nord par le cisaillement nord-armoricain et au sud par le cisaillement sud-armoricain[27]. Il est caractérisé par une couverturepaléozoïque (ordovicien transgressif) sur un socle briovérien voire cambrien (roches sédimentaires détritiques du Briovérien provenant de l'érosion de la chaîne cadomienne[28]) déformée par des plis à vergence sud-est, interprétés comme résultant d’un (rétro)chevauchement du domaine du Léon sur le domaine centre armoricain[29]. Ces formations paléozoïques sont conservées en grande partie lors de l'orogenèse hercynienne, au sein de synclinoriaux à nombreux replis[30]. Ce domaine est constitué du synclinorium médian armoricain, composé du synclinorium de Châteaulin (limité au nord par les monts d'Arrée et la vallée de l'Élorn, tranché à l'ouest par les falaises de la rade de Brest et de la presqu'île de Crozon, bordé au sud par les montagnes Noires, et pincé à l'est par deux failles), du synclinorium du Menez-Belair, de Vieux-Vy-sur-Couesnon, Vitré, et du synclinorium de Laval, ainsi que du bassin de Pontivy et du bassin de Rennes, et enfin du synclinorium de Martigné-Ferchaud (« synclinaux du sud de Rennes »)[31].
Domaine sud armoricain ou domaine hercynien
Les structures de déformation de la chaîne hercynienne.
Le domaine sud armoricain s'étend sous la branche la plus au sud du cisaillement sud armoricain, visible au niveau du sillon de Bretagne. Il constitue le soubassement du Bassin aquitain sous lequel il disparaît. Ce domaine fait partie des zones internes de la chaîne varisque. Formant vraisemblablement une partie de la marge passive armoricaine submergée, il est essentiellement composé de roches métamorphiques et plutoniques présentant une déformation intense, en grande partie ductile[32].
La collision continentale au cours de l'orogenèse varisque proprement dite se traduit par un métamorphisme général de basse-moyenne pression, formant des schistes et des micaschistes (métamorphisme associé à une tectonique complexe polyphasée mais où dominent les chevauchements[34]), et par une anatexie générant migmatites et granites. Elle se traduit aussi par le Cisaillement Sud Armoricain, appelé également « zone broyée sud-armoricaine ». Ce grand accident crustal (décrochement dont le rejet horizontal atteindrait 500 km et qui affecterait toute l'épaisseur de la croûte continentale, soit 30 à 35 km)[35] forme un couloir de failles hercyniennes (série de failles courant de la pointe du Raz à la Loire), en partie relique de la suture de l'océan sud-armoricain. Elle se traduit enfin, par la mise en place de nombreux leucogranites crustaux à muscovite et biotiteintrusifs et de granodiorites à cordiérite[n 6] à travers les schistes cristallins, concomitamment à ce décrochement. Le Cisaillement Sud Armoricain est en effet le siège durant tout le Carbonifère, de ruptures décrochantes et de granitisations (injections le long des décrochements de leucogranites, les failles ayant favorisé la génération de magmas en profondeur). Quelques zones sédimentaires cambriennes, ordoviciennes ou siluriennes (Belle-Île-en-Mer, côte ouest de la Vendée, région au sud d'Angers, La Grande Brière), plissés ou métamorphisés pendant l'orogenèse hercynienne, forment les roches sédimentaires paléozoïques de la région[36].
La phase hercynienne, débutant il y a 330 millions d'années, est à l'origine des granites qui constituèrent l'ossature d'une montagne puissante. Les grès de l'Ordovicien et les schistes du Silurien glissent alors vers les synclinaux. Le glissement vers le nord de la plaque ibéro-aquitaine induit d'importants plissements au Silurien : elle s'enfonce dans la plaque lithosphérique armoricaine et sa subduction provoque la formation de la cordillère ligérienne puis d'une chaîne montagneuse au sud du Massif armoricain, chaînes montagneuses qui s'accompagnent de formations détritiques (faciès molassique), de granitisation et de métamorphisme au Dévonien et au Carbonifère[37].
Après la mise en place des plissements de l'orogenèse hercynienne, l'érosion du massif s'est produite durant tout le Mésozoïque et s'est accélérée au Paléocène sous un climat subtropical qui a affecté les roches différemment selon leur dureté. Il en a résulté une pénéplaine rigide qui subit le contrecoup de la formation des Alpes et des Pyrénées, non par une élévation comme pour les régions plus proches de ces montagnes jeunes, mais par une déformation générant un escalier de failles et l'anticlinorium de Cornouaille (cinq bandes de granites entre lesquelles sont intercalées quatre bandes de roches cristallophylliennes plus ou moins métamorphisées, gneiss, micaschistes amphibolites, schistes briovériens). Au cours de cette période de relatif calme tectonique, les transgressions épisodiques du Mésozoïque et du début du Cénozoïque ont peu recouvert ce massif. Le Miocène moyen est principalement représenté par la mer des Faluns qui dépose des sédiments essentiellement calcaires entre la Basse-Loire et le Cotentin[38].
Les grands domaines structuraux
Le Massif armoricain pour la région Bretagne peut être découpé en plusieurs grands domaines géologiques (ou zones lithostructurales) définis par des caractères sédimentologiques, magmatiques et structuraux spécifiques, résultant d'évolutions différentes. Ces domaines structuraux se caractérisent ainsi par leurs formations géologiques[39] :
domaine centre-armoricain constitué du domaine varisque médio-armoricain occidental, du domaine varisque de Bretagne centrale et du domaine varisque médio-armoricain oriental : roches sédimentaires paléozoïques[n 8]épicontinentales (marge Nord du Gondwana) et discordantes sur le socle cadomien, déformées en schistes peu à pas métamorphiques[45] et une granitisation hercynienne croissante vers l'ouest[44] ;
domaine du Léon[46] : vaste série d'un métamorphisme sous la forme de nappes chevauchantes, croissant depuis les zones externes (fossé de l'Élorn, bassin de Morlaix) jusque vers le centre (région de Lesvenen)[47]. L'intensité de la déformation va jusqu'à localement l'anatexie (Tréglonou, Plounévez-Lochrist, Plouguerneau). Cet ensemble subit la mise en place des granites d'âge carbonifère[48] ;
domaine ligéro-sénan (des Pays de la Loire) : socle précambrien métamorphisé (déformation localisée le long sur des failles orientées WNW-ESE) et couverture discordante paléozoïque volcano-sédimentaire (parfois le domaine de l'anticlinal de Cornouaille est regroupé avec le domaine ligérien)[49] ;
domaine sud armoricain breton : roches métamorphiques constituant la « zone interne » de la chaîne varisque (la partie la plus déformée)[50] ;
domaine ouest-vendéen : unités métamorphiques précambriennes reliées au Massif central.
Le domaine nord-armoricain fait partie du domaine cadomien, les autres du domaine hercynien. Ils sont également délimités par le cisaillement nord armoricain et le cisaillement sud armoricain (ce dernier qui peut atteindre 50 m de haut, étant divisé en deux branches importantes dont la zone broyée sud armoricaine), cisaillements hercyniens accompagnés de roches broyées et de plutons syntectoniques. Les terrains situés au sud de ce cisaillement se déplacent vers l'ouest de quelques millimètres par millier d'années au fil des mouvements tectoniques et sont régulièrement affectés de séismes[51] de faible intensité[52]. Le séisme de plus forte intensité du XXIe siècle a ailleurs eu lieu, le , avec une magnitude mesurée de 5,4 ML dans la région d'Hennebont, et correspond à un mouvement de la faille de cisaillement Sud[53].
Notes et références
Notes
↑Le massif était probablement marqué par un bombement régional de 120 à 150 m vers la limite Crétacé-Tertiaire. Ce bombement n'était que partiellement résorbé au Miocène moyen, mais il l'est sans doute complètement depuis le Pléistocène. cf. « Évolution tectonique du bâti armoricain oriental au Cénozoïque d'après l'analyse des paléosurfaces continentales et des formations géologiques associées », Géologie de la France, no 3, , p. 11.
↑La région de Brest continue de se soulever à une vitesse moyenne de 1,1 mm/an par rapport à celle de Rennes. Cf. (en) N. Lenôtre, P. Thierry, R. Blanchin, G. Brochard, « Current vertical movement demonstrated by comparative levelling in Brittany (northwestern France) », Tectonophysics, no 301, , p. 333-344.
↑ a et bDe Mancellia, nom latin de la région du Maine, domaine structural de la partie nord-est du Massif armoricain dénommé en 1949 par le géologue Pierre Pruvost. Il est caractérisé par un Précambrien récent au sein duquel se sont mis en place des granitoïdes intrusifs antérieurement au dépôt des terrains paléozoïques ; ce domaine surélevé a été épargné par les transgressions marines du Cambrien.
↑Ces granodiorites forment de plus grands massifs (plusieurs dizaines de kilomètres) et sont formés par fusion à plus haute température, par déstabilisation de la biotite.
↑Ce sont des chloritoschistes à schistosité très fine, ce qui explique leur débit en plaquettes peu épaisses, de l'ordre du millimètre, et très fragiles. Cf Marcel Jamagne, Micheline Eimberck, Sacha Desbourdes, Grands paysages pédologiques de France, Éditions Quæ, , p. 297
↑Les dépôts les plus anciens proviennent de l’érosion de la chaîne cadomienne. La sédimentation est par la suite continentale (schistes rouges, grès armoricains, schistes noirs d’Angers…), localisée dans des structures en blocs basculés.
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Michel Ballevre, Valérie Bosse, Marie-Pierre Dabard, Céline Ducassou, Serge Fourcade, et al, « Histoire Géologique du massif Armoricain : Actualité de la recherche », Bulletin de la Société Géologique et Minéralogique de Bretagne, nos 10-11, , p. 5-96 (lire en ligne)
Bruno Cabanis, Géologie et paysages de Bretagne, Editions Jean-Paul Gisserot, , 31 p. (lire en ligne)
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