Histoire géologique de la Bretagne

Géologie du Massif Armoricain - Présentation générale

Introduction

Le massif armoricain comme toutes les autres chaines de montagne de la planète, n’échappe pas à la règle de voir l’ensemble de ces roches ou de ces formations géologiques qui le composent, être organisées suivant une certaine nomenclature.
Cette nomenclature est utile et pratique car elle permet de discuter, d’échanger sur un domaine, une unité ou une formation géologique, les définissant comme objet ou ensemble géologique en tant que tel.
Ainsi des Alpes à l’Himalaya, des Pyrénées aux Appalaches, des nomenclatures sont venues regrouper les formations géologiques en grands domaines en fonction de leurs âges mais aussi de leurs déformations ou de leurs origines.

L’ensemble des Fiches de synthèse hydrogéologique des entités BD LISA qui ont été réalisées dans le cadre du projet SIGES, afin que soient facilitées leurs descriptions géologiques mais aussi leurs comparaisons pour les géoscientifiques qui les utiliseraient, ont été structurées sur la base de la nomenclature qui a été mise en place lors de la réalisation de la carte géologique à 1 : 250 000 du massif armoricain par Chantraine, Rabu et Béchennec, en 2001. Même si cette carte n’a pas encore été officiellement publiée, elle a pour avantage important d’avoir structuré la géologie du massif armoricain comme un système d’information géographique dans lequel chaque formation géologique appartient à un domaine géologique contenant au moins une à plusieurs unités.

Ainsi, le massif armoricain pour la région Bretagne peut être découpé en neuf grands domaines géologiques, et comme la géologie ne s’exprime que mieux à travers une carte, ces neuf grands domaines géologiques apparaissent sur l’illustration ci-dessous.

Illustration 1 : Découpage du massif armoricain breton d'après Chantraine et al., 2001, carte géologique à 1:250 000 (cliquez pour agrandir)"
Illustration 1 : Découpage du massif armoricain breton d’après Chantraine et al., 2001, carte géologique à 1:250 000 (cliquez pour agrandir)

D’Ouest en Est et du Nord au Sud, on trouve :

  • le domaine varisque du Pays de Léon ;
  • le domaine cadomien nord-breton ;
  • le domaine cadomien normano-breton ;
  • le domaine varisque médio-armoricain occidental ;
  • le domaine varisque médio-armoricain oriental ;
  • le domaine varisque de Bretagne centrale ;
  • le domaine varisque ligéro-sénan ;
  • le domaine varisque nantais
  • et enfin le domaine sud-armoricain breton.

On retrouve, à travers les noms donnés à ces domaines géologiques, l’histoire géologique du massif armoricain qui est la superposition de deux évènements orogéniques (c’est-à-dire de deux chaines de montagne). Ainsi au nord des Côtes d’Armor et de l’Ille-et-Vilaine, les roches appartiennent à l’ancienne chaine de montagne dite « cadomienne » avec ces deux domaines, en vert, à l’Ouest : le domaine cadomien nord-breton et à l’Est, en orangé : le domaine cadomien normano-breton ou encore appelé « mancellien ». La chaine cadomienne a été active entre 750 et 520 millions d’années environ. Les autres domaines sont eux principalement des domaines sur lesquels la fameuse ancienne chaine de montagne « hercynienne  » ou « varisque » pour les spécialistes, est venue imprimer sa marque. Elle a été active entre 360 et 300 millions d’années environ.

La formation d’une chaine de montagne se fait sous un régime tectonique compressif, qui correspond au rapprochement de deux masses continentales. Le rapprochement de ces deux continents, séparés par un océan, entraine la disparition de celui-ci. Mais entre ces deux compressions cadomiennes et hercyniennes, que s’est-il passé ? Et bien il y a eu après la période cadomienne, un épisode qui s’oppose à la compression et qui a été « extensif ». D’environ, 500 à 360 millions d’années, il y a eu la création de bassins sédimentaires, résultat de l’extension (c’est-à-dire de l’étirement de la croute continentale) et le dépôt dans ces bassins, de conglomérats, grès et d’argiles jusqu’à des calcaires.

L’histoire géologique cadomienne et hercynienne

Les domaines cadomiens nord-breton et normano-breton

Au nord du Cisaillement Nord Armoricain (CNA), la déformation date pour l’essentiel de l’histoire orogénique cadomienne (de 750 millions d’années à 540 millions d’années).

A une collision continentale succède une période de subduction océanique vers le sud-est. Les structures tectoniques (c’est-à-dire les failles) de direction N40°-N50° vont enregistrer un raccourcissement oblique, orienté environ NNE-SSW (Brun et al., 2001).

L’arc volcanique et le bassin arrière arc, construits lors de cette phase de subduction, vont chevaucher une marge continentale vers le Sud-Est, entrainant un métamorphisme (transformation des roches) à haute température et basse pression.

La fin de l’histoire cadomienne est marquée dans la partie Est de ces domaines, par le dépôt d’une épaisse série sédimentaire conséquence de l’érosion rapide de la chaîne cadomienne (les schistes du Briovérien). Pour clôturer le tout, se mettent en place des granites qui scellent à 540 millions d’années la fin de la déformation du Domaine Cadomien (Graviou et al., 1988).

Repris dans la collision hercynienne, ce socle   cadomien se comportera comme un bloc résistant, encaissant des déformations cassantes, concentrées le long des failles héritées.

Illustration 2 : Carte géologique au millionième de la Bretagne et failles associées, Eds BRGM"
Illustration 2 : Carte géologique au millionième de la Bretagne et failles associées, Eds BRGM


Les domaines varisques de centre Bretagne (domaine varisque médio-armoricain occidental, domaine varisque médio-armoricain oriental et domaine varisque de Bretagne centrale)

Ces domaines sont essentiellement constitués de roches sédimentaires déformées en schistes peu à pas métamorphiques. Les dépôts les plus anciens datent du Protérozoïque supérieur (570 millions d’années, les fameux schistes du Briovérien) et proviennent de l’érosion de la chaîne cadomienne située au Nord (Chantraine et al., 1988 ; Le Corre et al., 1991).
Dès le Cambrien et au cours de l’Ordovicien (de 500 à 395 millions d’années), une phase d’extension affecte l’ensemble du massif armoricain, qui se traduit par le dépôt de sédiments continentaux localisés dans des structures en blocs basculés (Brun et al., 1991). La série sédimentaire (depuis les schistes rouges en passant par les grès armoricains et les schistes noirs d’Angers, etc.), se poursuit jusqu’au Dévonien (395 millions d’années, Guillocheau et Rolet, 1982 ; Robardet et al., 1994). A partir du Dévonien supérieur, les sédiments préservés sont plus rares et souvent alignés le long des grands cisaillements que sont les Cisaillements Nord et Sud Armoricain (CSA et CNA). A partir du Carbonifère (345 millions d’années), les grands cisaillements nord et sud armoricains, montrent des déformations décrochantes dextres (vers la droite) et la sédimentation est confinée dans de petits bassins le long de ces structures (Pelhate et al., 1994), accompagnées de la mise en place de granites clairs (leucogranites) (Berthé et al., 1979a et b).

Le domaine varisque du Pays de Léon

Son histoire se rapproche de celle des domaines sud-armoricains, où dans cette hypothèse, le Léon correspondrait à un bloc exotique d’affinité sud-armoricaine qui à la limite Dévonien-Carbonifère (345 millions d’années environ), se serait juxtaposé à l’Armorique, le long d’une zone de failles ductile, décrochante et dextre, mais cette hypothèse est encore débattue.

Il correspond à la mise en place de roches métamorphiques sous la forme de nappes chevauchantes, incorporant des reliques d’éclogites (métabasites de Lesneven), datées à 440 million d’années. L’intensité de la déformation, atteint un métamorphisme (transformation des roches originelles), allant jusqu’à localement l’anatexie (c’est-à-dire la fusion des roches comme à Tréglonou, Plounévez-Lochrist, Plouguerneau) et datée autours de 380 millions d’années. Enfin cet ensemble subit la mise en place des granites d’âge carbonifère (300 millions d’années environ) et le fonctionnement de zones de cisaillement ductiles décrochantes (dans Cagnard F., 2008).

Le domaine varisque Ligéro-sénan

Ce domaine est situé entre les Branches Nord et Sud du Cisaillement Sud Armoricain (BrNCSA et BrSCSA). Les roches sédimentaires de ce domaine s’individualisent par rapport aux domaines varisques de centre Bretagne, à partir de l’Ordovicien (Robardet et al., 1994). La Branche Nord du CSA et l’orthogneiss de Lanvaux ont été reconnus comme constituant une limite paléogéographique du Paléozoïque (Robardet et al., 1994). Cette limite sépare également deux domaines présentant une évolution géologique différente de la déformation carbonifère. Alors que la déformation des domaines varisques de centre-Bretagne est continue et générale, celle du domaine varisque ligéro-sénan est localisée le long sur des failles orientées WNW-ESE.

Les domaines varisques nantais et sud armoricain breton

Situés au Sud de la Branche Sud du Cisaillement Sud Armoricain (BrSCSA), ces domaines constituent la « zone interne » de la Chaîne hercynienne (c’est-à-dire la partie la plus déformée). Ils sont essentiellement composés de roches métamorphiques présentant une déformation ductile intense. Récemment, des études « pétrologiques et géochronologiques », sont venues préciser leur histoire tectonique, qui peut être divisée en deux phases principales.

  1. Un épaississement « crustal » vers 360/370 millions d’années (Le Hébel et al., 2002), concomitant à une exhumation de roches venant de haute pression et faible température, très particulières, dont les plus beaux exemples pour la Bretagne, sont les schistes bleus de l’Ile de Groix (enregistrant une pression de 18 kbar (60 km de profondeur) et une température de 500-550°C), vers 350 millions d’années (Bosse et al., 2000) ;
  2. et un amincissement au Carbonifère supérieur, avec la remontée et le refroidissement des roches migmatitiques entre 320 et 300 millions d’années (Gapais et al., 1993 ; Brown et Dallmeyer, 1996) et la mise en place de granites clairs à 310-300 millions d’années (Bernard-Griffiths et al., 1985 ; Le Hébel et al., 2002).

L’histoire géologique après l’hercynien

L’histoire géologique entre 240 et 65 millions d’années demeure assez mal connue. Les épaisses séquences sédimentaires du Trias et du Jurassique (230 à 200 millions d’années), qui se déposent en Manche, en Aquitaine et dans le bassin parisien, n’ont aucun témoin connu sur la péninsule bretonne. Seules des intrusions magmatiques (sous la forme de filons de dolérite de direction NW-SE à NS) et datées à 205 Ma, témoignent d’une période d’extension, prélude de l’ouverture de l’océan Atlantique nord.

Au Cénozoïque (65 millions d’années), la Bretagne est considérée comme essentiellement continentale (Durand, 1960 ; Estéoule-Choux, 1967) et les roches du massif armoricain (schistes, gneiss et granites) auraient pu subir une altération  , les transformant in situ en arènes, limons et argiles d’altération   (riche en kaolinite). A ces altérites   résiduelles, on retrouve des occurrences de fer (cuirasses), exploitées depuis la préhistoire. L’Éocène inférieur (55 millions d’années), est caractérisé par une période d’altération   importante des roches du substratum, décrites ci-dessus, sous des climats chauds et humides, déterminant des profils latéritiques de 70 à 100 m d’épaisseur. La fin de cette période d’altération   est marquée par des horizons de silicification (conglomérats, grès ladères et de sabal) interprétés par Wyns et Guillocheau (1999), comme une période, pour l’Europe du nord, caractéristique d’une subsidence lithosphérique. Ces silicifications d’âge supposé Eocène moyen sont observables sur l’ensemble de la Bretagne.

Des failles NW-SE cassantes vont s’individualiser sur les filons de dolérites carbonifères à triasiques, et jouer pendant le Tertiaire (comme la Faille ou Accident de Quessoy-Nort-sur-Erdre FQN ou encore de Chartres-de-Bretagne/Pont-Péan), pour créer des bassins d’effondrement (grabens) qui vont se remplir de sédiments argilo-sableux accompagnés de minces niveaux de lignite. Les mouvements tectoniques syn- à post- Éocène affectent les niveaux latéritiques, leur conférant une géométrie « en touches de piano ». Le remplissage de ces bassins va se poursuivre de l’Oligocène au Miocène par l’intermédiaire d’argile, de calcaires, et de sables calcaires (Mer des faluns  ). Au Miocène tardif - Pliocène, les sables rouges et les dépôts marins associés vont venir combler une paléo-topographie de type « ria » (Guillocheau et al., 1998).

Le Quaternaire correspond au début des cycles glaciaires et donc à un changement climatique général vers 2,4 millions d’années. Une alternance de périodes froides et de réchauffements (périodes tempérées ou interglaciaires) vont se succéder, avec pendant les périodes froides une ligne de rivage plus basse et, sur les parties continentales, un gel provoquant la fracturation des roches affleurantes et leur transit sur les versants, par cryoturbation, fauchage et gélifluxion (heads). Pendant les périodes tempérées interglaciaires, les niveaux des mers vont être proches de l’actuel.

L’Holocène (interglaciaire actuel) marque le retour d’un climat tempéré depuis 10 000 ans environ. Même si la fin de la dernière glaciation est mal connue, on dispose de nombreuses informations sur la flore et les variations du niveau marin depuis 8 000 ans (Morzadec-Kerfourn, 1974). La ligne du rivage est ainsi remontée de 80 m jusqu’au 0 actuel. De ce fait, les principales vallées des rivières côtières actuelles se prolongent en mer, ce réseau de paléo-vallées ennoyées, ayant été creusé lors de périodes froides, en relation avec les abaissements importants du niveau marin, notamment au Pléistocène supérieur (entre 8 000 et 120 000 ans).

Un résumé illustré de l’histoire géologique de la Bretagne a été réalisé par Bretagne environnement et le musée géologique de Géosciences.

La sismicité actuelle

La base de données nationale de la sismicité historique SisFrance du BRGM, de l’EDF et de l’IRSN (2008) dénombre pour les séismes d’intensité épicentrale supérieure ou égale à 5, pour la région Bretagne, 38 séismes, s’étalant de 1843 à 2002.

L’un des séismes les plus importants pour la région Bretagne est la secousse sismique du 30 septembre 2002, avec une intensité épicentrale de 5,5 dans la région d’Hennebont. Ce séisme n’a pas fait de victimes, mais a causé des dégâts matériels réduits comme des chutes de cheminées, fissurations de murs, bris de vitres. Ce séisme du 30 septembre 2002 de Hennebont, a fait l’objet d’un article scientifique publié (J. Perrot et al., 2005) et il serait la conséquence d’une faille d’orientation N120-N150 ayant rejoué, suivant une contrainte locale orientée NW-SE avec une composante décrochante et en faille normale (affaissement). La profondeur de l’épicentre de ce séisme se situerait à environ 12km.

Cependant, d’autres séismes peuvent être signalés, comme celui du 9 janvier 1959 en Cornouaille à Melgven (29), avec une intensité épicentrale de 7, ou encore celui du 16 janvier 1930 d’intensité épicentrale de 7 à Meucon dans les Landes de Lanvaux.

Géologie et géomorphologie

L’architecture géomorphologique de la Bretagne est donc le résultat combiné de ces deux cycles orogéniques (chaînes de montagnes), que sont la chaîne cadomienne (620 millions d’années) et la chaîne hercynienne (360 millions d’années), mais aussi l’œuvre de l’érosion et de l’altération   qui n’ont pas eu les mêmes effets et intensités en fonction de la résistance des différentes formations. Ainsi on retrouve l’empreinte géomorphologique de certains granites comme celui cadomien de Bonnemain mais aussi les traces des grandes failles (CNA, CSA, BrNCSA et BrSCSA) et des roches déformées qui leurs sont associées (Landes de Lanvaux notamment) (Illustration 3).

Illustration 3 : Géomorphologie de la Bretagne (Source : BD Alti, IGN)"
Illustration 3 : Géomorphologie de la Bretagne (Source : BD Alti, IGN)

Bibliographie

Berthe, D., Choukroune, P. et Gapais, D., (1979), « Quartz Fabrics and Progressive Gneissification of Granites By Simple Shear - Example of the South Armerican Shear Zone. » - Bulletin de Minéralogie, 102(2-3), 265-272.

Berthe, D., Choukroune, P. et Jégouzo, P., (1979), « Orthogneiss, mylonite and non coaxial deformation of granites : the example of the South Armorican Shear Zone. » - Journal of Structural Geology, 1(1), 31-42.

Bernard-Griffiths, J., Peucat, J.J., Sheppart, S. et Vidal, P., (1985), « Petrogenesis of Hercynian leucogranites from the southern Armorican Massif : contribution of REE and isotopic (Sr, Nb, Pb and O) geochemical data to the study of source rock characteristics and ages. », Earth and Planetary Science Letters, 74, 235-250.

Bosse, V., Féraud, G., Ruffet, G., Ballèvre, M., Peucat, J.-J. et De Jong, K., (2000), « Late Devonian subduction and early-orogenic exhumation of eclogite-facies rocks from the Champtoceaux Complex (Variscan belt, France) », Geological journal, 35, 297-325.

Brown, M. et Dallmeyer, R.D., (1996), « Rapid Variscan exhumation and the role of magma in core complex formation : southern Brittany metamorphic belt, France », Journal of Metamorphic Geology, 14, 361-379.

Brun, J.P., Guennoc, P., Truffert, C., Vairon, J. et Program, T.A.W.G.O.T.G.-D., (2001), « Cadomian tectonics in northern Brittany : a contribution of 3-D crustal-scale modelling. », Tectonophysics, 331, 229-246.

Brun, J.-P., Ballard, J.-F. et Le Corre, C., (1991), « Identification of Ordovician block-tilting in the Hercynian fold belt of Central Brittany (France) : field evidence and computer models. », Journal of Structural Geology, 13(4), 419-429.

Cagnard F., (2008), Carte géologique harmonisée du département du Finistère, BRGM/RP-56273-FR, 435 p., 12 fig., 2 tabl., 3 pl. hors-texte.

Durand S., (1960), Le Tertiaire de Bretagne : Etude stratigraphique, sédimentologique et tectonique, Thèse d’état, Mémoire de la Société Géologique et Minéralogique de Bretagne, 389 p.

Estéoule-Choux J., (1967), Contribution à l’étude des Argiles du Massif Armoricain. Argiles des altérations et argiles des bassins sédimentaires tertiaires, Thèse de doctorat, Université de Rennes, série C, n° d’ordre 63, n° de série 26, 319 p.

Graviou, P., Peucat, J.J., Auvray, B. & Vidal, P., (1988), « The Cadomian Orogeny in the Northern Armorican Massif : petrological and geochronological constraints on a geodynamic model. », Hercynica, 4(1), 1-13.

Guillocheau, F. et Rolet, M., (1982), « La Sédimentation Paléozoïque Ouest-Armoricaine. », Bulletin de la Société Géologique et Minéralogique de Bretagne, 14(2), 45-62.

Gapais, D., Lagarde, J.L., Le Corre, C., Audren, C., Jégouzo, P., Casas Sainz, A. et Van Den Driessche, J., (1993), « La zone de cisaillement de Quiberon : témoin d’extension de la chaîne varisque en Bretagne méridionale au Carbonifère. », Comptes Rendus de l’Académie des Sciences de Paris, II(316), 1123-1129.

Guillocheau F., Bonnet S., Bourquin S., Dabard M.-P., Outin J.-M. et Thomas E., (1998), Mise en évidence d’un réseau de paléovallées ennoyées (paléorias) dans le Massif armoricain : une nouvelle interprétation des sables pliocènes armoricains, C.R. Acad. Sci., 327, 237-243.

Le Hebel, F., Vidal, O., Kienast, J.R. et Gapais, D., (2002), « Les « Porphyroïdes » de Bretagne méridionale : une unité de HP-BT dans la chaîne hercynienne.", Comptes Rendus Geoscience, 334, 205-211.

Le Corre, C., Auvray, B., Ballèvre, M. et Robardet, M., (1991), « Le Massif Armoricain. », Scientifical Geological Bulletin, 44(1-2), 31-103.

Morzadec-Kerfourn, M.,-T., (1974), Variation de la ligne de rivage armoricaine au Quaternaire : Analyses polliniques de dépôts organiques littoraux, Thèse d’état, Rennes, Mémoire de la Société géologique et minéralogique de Bretagne 17, 208 p.

Perrot J. et al., (2005), Analysis of the Mw 4.3 Lorient earthquake sequence : a multidisciplinary approach to the geodynamics of the Armorican Massif, westernmost France, Geophysical Journal International, 162, 935–950.

Penhate, A., (1994), « The Variscan - Carboniferous of the Armorican Massif » In : J. D. Keppie (Ed.), Pre-Mesozoic Geology in France, Springer Verlag, Berlin, pp. 162-168.

Robardet, M., Bonjour, J.L., Paris, F., Morzadec, P. et Rachebœuf, P.R., (1994), « Ordovician, Silurian, and Devonian of the Medio-North-Armorican Domain. » In : J. D. Keppie (Ed.), PreMesozoic Geology in France and related areas. - Springer Verlag, Berlin, pp. 142-151.

Wyns. R., Guillocheau. F., (1999), Géomorphologie grande longieur d’onde, altération, érosion et bassins épicontinentaux., in Résultats et perspectives, LEDRU.P. (Ed), GéoFrance 3D - résultats et perspectives - ENS - Lyon - France - 23-24/11/1999, Documents BRGM, Orléans : Editions BRGM, N° 293, pp.103-108.

Revenir en haut

Histoire géologique de la Bretagne

  • Cible : Scolaire Histoire géologique de la Bretagne