Il y a près de 1 milliard d’années, les terres émergées formaient un supercontinent appelé Rodinia. Celui-ci s’est progressivement fragmenté en de nombreux continents et microcontinents qui se sont à nouveau agglomérés à la fin du protérozoïque pour former une paléo-Pangée, située au pôle Sud de la Terre. 
La disposition des différents continents à cette époque reste cependant mal connue et fait l’objet de nombreux débats, notamment en ce qui concerne les « terranes », microcontinents détachés puis soudés à d’autres plus importants comme le Gondwana. La Cadomia, qui porte le massif Armoricain que nous avons étudié, en fait partie.
Les reconstitutions paléogéographiques montrent que Cadomia était soudée à la marge Nord du Gondwana lors de l’orogenèse cadomienne, pour ne se détacher que plus tard au Cambrien lors de l’ouverture de l’océan Centralien en lien avec celle de l’océan Rhéïque (FIGURE 1)
L’orogenèse cadomienne, aussi appelée panafricaine, n’est pas limitée au seul craton Cadomia, elle a affecté une grande partie de la marge Nord du Gondwana, et est intervenue dans la soudure des cratons Ouest-africain et Est-africain. Au niveau de Cadomia, c’est la subduction d’une lithosphère océanique sous ce microcontinent qui est à l’origine de l’orogenèse.

Le Massif Armoricain est découpé par deux grands accidents décrochants de direction globalement Est-Ouest : le cisaillement Nord-armoricain et le cisaillement Sud-armoricain, qui délimitent une zone Nord-armoricaine, une zone centre-armoricaine et une zone Sud-armoricaine (FIGURE 2).
C’est principalement dans la zone Nord-armoricaine que l’on trouve l’influence de l’orogenèse cadomienne. Cette zone est découpée principalement en deux unités distinctes qui ont été mises en contact par des cisaillements ultérieurs : la Domnonée et la Mancellia.

Les auréoles de surcroissance des zircons des gneiss du socle montrent qu’ils ont subi un métamorphisme important au cours de l’orogenèse cadomienne (FIGURE 4). Pour les orthogneiss de l’anse de Culeron et les paragneiss de la pointe de Voidries, le métamorphisme est daté à 618 Ma, ce qui correspond au début de l’orogenèse, qui se poursuit jusqu’au Cambrien inférieur.



FIGURE 4 - Photographie en cathodoluminescence d’un zircon de l’orthogneiss de la plage de Culeron montrant une auréole de croissance due au métamorphisme il y a 617 Ma. Le cœur du zircon a cristallisé il y a 2042 Ma lors de la phase Icartienne (J.D. INGLIS et al.)

Le socle est constitué de deux types de gneiss, qui dépendent du protolithe. Les paragneiss sont issus de roches sédimentaires, et les orthogneiss sont issus de granitoïdes. Si l’on observe dans la plupart des roches du socle des migmatites, qui ne sont pas à proprement parler des phénomènes métamorphiques, mais font partie du domaine de l’anatexie, elles donnent toutefois des indications importantes sur les conditions du métamorphisme et le trajet P-T-t des roches du socle au cours de l’orogenèse.

Les deux types de gneiss observés sont présentés sur la FIGURE 5 :

Les paragneiss sont des anciennes pélites présentant une légère migmatitisation. Il y a une alternance de lits clairs (leucosome) et de lits sombres (mélanosome) constituant le néosome, ainsi que des lits gris constituant le paléosome.
Le néosome s’est formé lorsque le paragneiss a commencé à fondre partiellement. Le leucosome est constitué de quartz (1/3) et de feldspaths (2/3). Le mélanosome est riche en biotite, en zircon et en sillimanite. Il n’y a plus de muscovite.
Une telle fusion n’est théoriquement pas possible pour un géotherme moyen. Celui-ci était donc plus élevé sous Cadomia. Un apport d’eau est également nécessaire pour cette fusion : elle provient de la muscovite qui réagit avec le quartz :

muscovite+quartz→sillimanite+feldspath potassique+liquide silicaté

Au niveau de l’anse de Culeron, le paragneiss a été métamorphisé dans le faciès amphibolite-granulite, et on trouve des lits d’amphibolite sombre en bandes. On trouve du disthène et du grenat dans le mélanosome. 
La biotite est déstabilisée, selon la réaction :

biotite+quartz+disthène→grenat+feldspath potassique+liquide

Cette réaction se produit à des températures supérieures à 750 °C et des pressions supérieures à 9 kbar, ce qui précise les conditions du métamorphisme : relativement haute température et moyenne pression.

Les orthogneiss

Les orthogneiss présentent une migmatitisation généralement plus forte que les paragneiss, cela est dû à leur composition originale granitique, proche du minimum thermique (1/3 de quartz, 1/3 de plagioclase, 1/3 de feldspath potassique). Ils sont susceptibles de fondre pour une température inférieure à celle des paragneiss. Cette différence est nettement marquée à Culeron, où les produits de fusion de l’orthogneiss sont en telle quantité qu’ils se rassemblent pour former des filons alors qu’ils ne forment que des lits fins dans le paragneiss.

L’amphibolite observée à l’anse de Culeron est issue de la cristallisation d’un magma basaltique à 28 km de profondeur : ces liquides viennent s’accumuler sous la croûte continentale (sous-plaquage magmatique), témoignant des conditions de haute température. Ce stade a été atteint lors de l’hypercollision, c’est-à-dire lorsque la croûte continentale a atteint une épaisseur double de son épaisseur normale : c’est le stade paroxysmal de la collision : les roches ont ainsi été enfouies à une grande profondeur, avant d’être rapidement exhumées du fait du rééquilibrage isostatique consécutif à l’érosion rapide de la chaîne. La mise en place de ces magmas basiques a transféré une forte quantité de chaleur du manteau vers la base de la croûte, accentuant la fusion partielle et la migmatitisation de celle-ci, le socle atteignant les conditions du faciès granulite (cf. FIGURE 6). Ces phénomènes interviennent relativement tardivement dans l’histoire de la chaîne.
On retrouve parfois de la biotite et de la muscovite qui ont cristallisé lors du trajet rétrograde, témoignant de la remontée de ces roches vers la surface.

 

Au cours de l’orogenèse cadomienne, un magmatisme calco-alcalin important se met en place, caractéristique des zones de subduction. Cadomia correspond à la marge chevauchante de la zone de subduction.
Ce type de série se différencie par cristallisation fractionnée d’un magma calco-alcalin issu de la fusion de la croûte océanique (tholéiitique), des sédiments progressivement déshydratés et des éclogites formées lors de cet enfoncement. Sursaturée en silice, elle est représentée par des basaltes (minoritaires ou absents), des andésites (majoritaires), des dacites et des rhyolites. Les roches sont souvent porphyriques à plagioclases et orthopyroxènes. Les termes intermédiaires ne présentent pas d’enrichissement en fer, du fait de la cristallisation précoce de la magnétite sous forte pression d’oxygène (richesse en eau du magma).
Sur le diagramme de la FIGURE 7, le trait noir représente la composition d’une série calco-alcaline. On y remarque un fort enrichissement en silice par rapport aux teneurs en Na_2 O et K_2 O. En terme de roches plutoniques, la série comporte des gabbros, des diorites quartziques, des syénodiorites et granodiorites ainsi que des granites subalcalins.

La diorite quartzique de Jardeheu (610 Ma), cristallisation fractionnée au sein d'une chambre magmatique sous contrainte, début de la subduction
La première formation magmatique calco-alcaline qui recoupe le socle est la diorite quartzique, datée à 610 Ma ± 2 Ma (Briovérien) par la méthode U-Pb. C’est une roche plutonique moyennement différenciée (cf. diagramme) qui se reconnaît par sa cassure fraîche très blanche. Les minéraux présents sont l’amphibole, le plagioclase, le quartz et la biotite. La diorite quartzique se caractérise par une absence totale de feldspaths potassiques. On peut repérer sur cette roche un léger feuilletage qui correspond à une foliation magmatique qui témoigne d’une cristallisation sous contrainte. On peut aussi noter la présence d’enclaves très sombres (riches en amphiboles) présentant des alternances de lits clairs à dominance de plagioclases et de lits sombres à dominance amphibolitique (FIGURE 8). Il s’agit de cumulats riches en amphibole et plagioclase, repris par le magma lors de sa remontée vers la surface. Ces cumulats mettent en évidence un mécanisme de cristallisation fractionnée au sein d’une chambre magmatique plus en profondeur, qui alimente cette intrusion.
Ces premiers plutons sont visibles au niveau de la plage de Jardeheu (socle d’orthogneiss). Ils sont la preuve que la subduction sous le Gondwana – et donc l’orogenèse cadomienne – s’initiaient déjà il y a 610 Ma, engendrant de fortes contraintes comme en témoigne l’orientation cristalline.

On observe sur la plage de Jardeheu, datés à 608 Ma ± 2 Ma, de nombreux filons de microdiorite qui recoupent la diorite quartzique. Bien que composés des mêmes minéraux que le pluton, ils apparaissent plus difficilement altérables, car formés de gros cristaux entourés d’une matrice finement cristallisée (texture microgrenue). Ces filons appartiennent ainsi au même épisode magmatique et orogénique que la diorite quartzique. On y observe la même orientation des minéraux, ils ont cristallisé sous les mêmes contraintes que la diorite quartzique.

A « La Roche », on trouve plusieurs blocs circulaires de grande taille émergeant du paysage, constitués à 98 % de quartz et qui sont les vestiges d’anciens conduits de geysers (FIGURE 9). 

Ces paléo-geysers sont datés à 600 Ma environ. A cette époque, la zone de La Roche était comparable à l’actuel Yellowstone aux Etats-Unis, ou aux champs hydrothermaux du Tatio (Andes chiliennes, même contexte géodynamique que Cadomia). Des plutons granitiques encore très chauds refroidissaient lentement en profondeur, portant à ébullition les eaux souterraines, engendrant ces geysers.
Lorsque ce système arrêta de fonctionner, une circulation hydrothermale postérieure, sursaturée en silice, provoqua une cristallisation de ces conduits, les remplissant ainsi de quartz. Le quartz étant un minéral dur (7 sur l’échelle de MOHS) et donc résistant à l’érosion, ces paléo-conduits émergent aujourd’hui du reste de la plaine. Ils sont la preuve de l’intense activité hydrothermale qui existait il y a 600 Ma.

Pluton de granodiorite de Digulleville (575 Ma)

Le phénomène marquant suivant chronologiquement est l’intrusion de plutons de granodiorite, datés à 575 ± 2 Ma. Cette roche, moins évoluée que les granites, se compose de quartz, de plagioclase, de feldspath potassique, de biotite et d’amphibole. Elle ne possède pas d’orientation apparente et n’a vraisemblablement pas cristallisé sous contrainte. On y trouve des enclaves de magma dioritique en forme de chou-fleur, ainsi que des mégacristaux de feldspath potassique (granodiorite porphyrique à mégacristaux de feldspath potassique). Elle est appelée granodiorite de Digulleville. Cette formation est bien présente sur la plage de Jardeheu.

Plutonisme tardi-cadomien dans le Cotentin

On retrouve d’autres granodiorites dans le Cotentin, comme celle se situant au niveau du Lude – postérieure à celle de Digulleville puisque due à une fusion du socle paragneissique datée à 545 ± 10 Ma. Le pluton visible à l’extrémité ouest de la falaise de l’anse de Culeron, dont nous ne connaissons pas l’âge, pourrait appartenir au même épisode magmatique que la granodiorite de Digulleville. Enfin, la granodiorite du Havre Jouan, qui intrude un encaissant de type flysch (alternance de fines lames tantôt gréseuses tantôt argileuses) quasi-vertical et daté de l’Ordovicien est elle aussi postérieure à la granodiorite de Digulleville (elle n’est pas liée à l’orogenèse cadomienne). 
Cette granodiorite possède la particularité de s’être intrudée par « magmatic stoping », c’est-à-dire par abattage de l’encaissant : le magma s’introduit dans les plans de foliation de la roche qu’il pénètre, la séparant ainsi en différents blocs qui tomberont ensuite dans la masse magmatique.
L’encaissant de cette granodiorite est là-aussi particulier puisqu’il a été métamorphisé et recristallisé au contact du magma, se transformant ainsi en cornéenne (roche sédimentaire recristallisée). On retrouve en effet dans les bancs argileux du flysch des silicates d’alumine et des baguettes de sillimanite. La présence de ces minéraux prouve que l’encaissant a été cuit jusqu’à des températures de 600 °C.

Une autre formation de granodiorite est visible au niveau du Lude, un petit fleuve qui la recoupe. Elle est appelée granodiorite de Carolles-Vire et se trouve dans la zone de la Mancellia. Cette roche est hyperalumineuse : elle contient des minéraux typiques tels que la cordiérite, le corindon ou le spinelle. On y retrouve des enclaves très alumineuses et dorées, à sillimanite et muscovite. Ces enclaves correspondent à des restites de fusion, c’est-à-dire des parties du gneiss n’ayant pas fondu. Ainsi, cette granodiorite, datée à 545 ± 10 Ma, s’est formée par fusion du socle.

Le taux de fusion partielle associé était élevé, ce qui explique la composition granodioritique et non granitique. 
Cette granodiorite est au contact d’une cornéenne, formée par métamorphisme d’un flysch briovérien lors de l’intrusion. Ce flysch correspondrait à un prisme d’accrétion.
Ces données nous permettent d’affirmer qu’il y a 545 Ma environ, la Mancellia subissait une fusion crustale généralisée de grande ampleur. Ces phénomènes sont typiques des phases tardives de l’orogenèse.
    
Chronologiquement, la formation suivante est le granite alcalin d’Ecuty. Il s’agit d’une roche plutonique rose, contenant de l’albite pure, des feldspaths potassiques et sodiques, ainsi que du quartz. On peut y noter une totale absence de feldspaths plagioclases.
Ce granite à feldspaths alcalins, cristallisant à faible profondeur, a été daté à 530 Ma. Il appartient à un magmatisme nouveau qui marque le début d’un nouveau cycle.

La formation connue la plus récente relative à l’orogenèse cadomienne est le granite du Mont Saint-Michel, daté entre 540 et 510 Ma. Cette roche est la plus évoluée du secteur. Elle a la particularité de contenir des prismes d’andalousite, de la tourmaline en relativement grande quantité, et des béryls dans les poches pegmatitiques. C’est donc un granite étonnement riche en minéraux accessoires.
Il est dû à un doublement de la croûte continentale, provoquée par une très forte collision (hypercollision), permettant des conditions particulières de fusion de la croûte et la formation de ces granites, appelés leucogranites.