Le bouclier baltique est la plus ancienne partie de l’Europe, car l’âge de ses roches atteint les 3,5 milliards d’années en Carélie, au nord-est. Au sud-ouest, elles sont au contraire les plus jeunes : autour du Skagerrak, passage maritime situé entre la Norvège et le Danemark, elles ont entre 1 200 et 850 Ma (millions d’années). La péninsule scandinave a été remarquablement stable durant le Paléozoïque, époque de la surrection de la gigantesque chaîne hercynienne en Europe occidentale et centrale. La mer ne l’a pas recouverte durant le Mésozoïque, si bien qu’elle ne porte pas de sédiment datant de cette époque. Plus au sud, c’est durant cette ère que se sont formés de grands bassins sédimentaires comme le bassin parisien.

En revanche, à partir de 305 Ma, la marge méridionale de la péninsule scandinave a connu un rift, c’est-à-dire une déchirure semblable à celle qui affecte actuellement l’Afrique de l’Est. Il s’est formé un fossé d’effondrement ou graben, auquel le Skagerrak doit son existence. Il atteint 700 mètres de profondeur au large des côtes norvégiennes. Le rift de Skagerrak se prolonge sur terre par le rift d’Oslo. Les glaciations du Quaternaire y ont creusé un fjord de 17 kilomètres de long, l’Oslofjord, au nord duquel la capitale de la Norvège a été bâtie. Elle a été représentée sur la seconde carte géologique. Le rift se prolonge jusqu’au lac Mjøsa, à environ 100 km au nord d’Oslo.

Carte tectonique simplifiée de l’Europe montrant les fronts varisques (hercyniens) et calédoniens, la zone de Tornquist, qui est un ensemble de failles, et le rift d’Osla-Skagerrak. Il atteint les 500 km. Bjorn T. Larsen et al., 2008.

Si le niveau des mers baissait, le Danemark serait relié à la Suède, car la mer n’atteint que 25 mètres de profondeur entre ces deux pays. Le rift de Skagerrak apparaîtrait alors comme une grande étendue d’eau semblable au lac Baikal. La mer Baltique elle-même n’a que 55 mètres de profondeur en moyenne et recouvre des terres qui font partie intégrante du bouclier baltique. Ce n’est pas un océan. La croûte continentale, au sud du bouclier, a une épaisseur supérieure à 40 km, ce qui est plus que la moyenne. Elle s’amincit au nord d’Oslo, avec environ 34 km, et son épaisseur se réduit à 24-26 km plus au sud.

Les roches les plus anciennes de la région d’Oslo sont des gneiss précambriens dont la datation a été donnée ci-dessus. Elles ont été recouvertes par une mer peu profonde durant le Cambrien, l’Ordovicien et le Silurien, de 541 à 419 Ma. Des argiles et du calcaire ont été déposés. On trouve des couches d’argiles riches en matière organique (photo à voir dans l’article sur la formation du pétrole et du gaz naturel). Les grès du Silurien indiquent que la côte s’est rapprochée. Ces sédiments sont en vert sur la carte géologique. Durant la période suivante, le Dévonien (de 419 à 359 Ma), ces sédiments ont été plissés par l’orogenèse calédonienne. La Norvège est entrée en collision avec le Groenland et la formation de cette chaîne de montagnes a été une étape de la formation de la Pangée. L’étape suivante, en Europe, a été l’orogenèse hercynienne.

Else-Ragnhil Neumann, Origin and evolution of the early magmatism in the Oslo Rift (Southeast Norway): Evidence from multiple generations of clinopyroxene, Lithos 340-341, 139-151, September 2019.

Le rifting a commencé à la fin du Carbonifère (de 359 à 299 Ma). Une faible couche de sédiments, appelée le groupe d’Asker, s’est déposée sur les roches sédimentaires plissées et érodées du Cambro-Silurien. La région était alors une pénéplaine parsemée de lacs et soumises à des inondations. Elle semble avoir été aride ou semi-aride. Une incursion marine s’est produite, accompagnée de la formation de calcaire. Les premières éruptions volcaniques ont causé le dépôt d’une couche de cendres et d’autres produits volcaniques. On les appelle des téphras ou des pyroclastes.

Le phénomène s’est poursuivi durant tout le Permien, jusqu’à 252 Ma, puis s’est achevé durant le Trias, en créant un très abondant magmatisme. Le rift d’Oslo a été rempli de roches magmatiques, c’est pourquoi la mer n’a pu y pénétrer que pendant le Quaternaire. C’est un point commun avec le rift de l’Afrique de l’Est. Celui du lac Baïkal, en revanche, a produit peu de magma. Pendant la seconde phase, des laves ont d’abord été émises par des fissures et des volcans-boucliers. Entre les coulées, des téphras ont été déposés. Ces laves sont représentées en violet sur la carte géologique et appelées B1. À Skien, ville du comté de Telemark, leur épaisseur atteint 1 500 m. Elles comprennent des néphélinites, des basanites et des basaltes alcalins. Elles sont pauvres en silice et riches en sodium et potassium (deux éléments alcalins). Les deux premières sont rangées parmi les laves ultrabasiques, avec moins de 45 % de silice. La néphéline est le nom d’un minéral. Sa présence dans une roche est incompatible avec celle du quartz, qui est de la silice cristallisée. Les basaltes sont des laves basiques, avec de 45 % à 52 % de silice. À Vestfold-Jeløya, ces mêmes séries de laves ont des épaisseurs variables, qui sont inconnues quand elles se trouvent sous la mer. Elles sont dominées par des basanites et des basaltes alcalins mais comprennent aussi des phonotéphrites et des trachybasaltes, plus riches en alcalins. Dans le rift de Skagerrak, le magmatisme a sans doute été encore plus volumineux.

C’est durant la troisième phase que le rifting a atteint son apogée. Des grandes failles orientées nord-sud sont apparues, indiquées par des traits noirs sur la carte. Le magma est monté dans la croûte par des fissures appelées des dykes. Il a donné des latites comprenant de grands cristaux gris-blanc de forme rhomboédrique (leurs faces sont des losanges) enchâssés dans une matrice brun-rouge. Ces roches ne se trouvent que dans le rift d’Oslo, celui de l’Afrique de l’Est et en Antarctique. Elles ont environ 55 % de silice et sont très alcalines. La plus productive phase de magmatisme a recouvert une surface d’environ 10 000 km². Dans le comté de Vestfold, il y a eu cinquante éruptions, chaque flot de lave se prolongeant pendant 250 000 ans. À la fin de ces éruptions, des batholites de larvikite se sont mis en place. Ces abondantes intrusions de magma se sont solidifiées en profondeur, donnant une roche grenue (à cristaux visibles à l’œil nu) de type syénite, qui doit son nom à Larvik, ville du comté de Vestfold au bord du fjord d’Oslo. Elle est gris bleuté à vert foncé et comprend 90 % de cristaux d’anorthite (un feldspath calcique) au chatoiement remarquable. La larvikite est utilisée pour ses qualités ornementales. Elle est indiquée en orange sur la carte. La latite est la version volcanique de la monzonite, qui est une roche grenue de la famille des syénites. Elle comprend des feldspaths alcalins.

Larvikite. Wikimedia Commons, domaine public.

Du porphyre a continué à être produit durant la quatrième phase, mais elle est marquée par l’apparition de ce que les Islandais appellent les « volcans centraux ». Ils sont généralement alimentés par des chambres magmatiques situées à faible profondeur. Dans le rift d’Oslo, leurs éruptions étaient explosives et créaient des caldeiras que des lacs remplissaient. Ces vastes dépressions se forment quand une chambre magmatique est vidée, par effondrement de son toit. Leurs diamètres actuels varient entre 6 et 12 km, mais l’érosion a dû les réduire. Initialement, ils étaient peut-être trois fois supérieurs. Leur similitude avec les volcans kenyans du Grand Rift permet d’estimer leur hauteur à plus de 1 000 mètres au-dessus de la vallée du rift. Le magma produit était basaltique, mais la cristallisation de l’olivine, du clinopyroxène et du feldspath plagioclase l’enrichissait en silice et le rendait par conséquent plus visqueux, d’où des éruptions explosives. Ce processus bien connu est la cristallisation fractionnée. Les laves obtenues étaient le plus souvent des trachytes, parfois des rhyolites. Des ignimbrites trachytiques ont été datées à 288-285 Ma. Elles sont des témoins de ces éruptions cataclysmiques. Leur datation va jusqu’à 270 Ma.

La carte signale des gabbros dont la datation est d’environ 265 Ma. Les diamètres de ces formations vont de 100 m à 1 km. Ce sont des accumulations de cristaux d’olivine, de clinopyroxène et de plagioclase qui se sont effectuées à la base de chambres magmatiques. À partir de cette époque et jusqu’à la fin du Permien, des batholites de syénite et de granite se sont constitués dans le Vestfold intérieur et dans la région de Nordmarka et de Hurdal, au nord d’Oslo. Ils sont en jaune sur la carte. Nous ne pouvons les observer que parce que l’érosion les a mis à l’affleurement, puisque ces magmas se sont cristallisés en profondeur (plus de 250 Ma se sont écoulées !). Cela explique que les laves émises en surface aient disparu. Au total, l’activité volcanique s’est étalée sur 65 millions d’années. Elle s’est achevée au début du Trias, vers 245 Ma, avec quelques intrusions granitiques.

Le lac Sandungen dans la forêt de Nordmarka. Wikimedia Commons, domaine public.

Bien que ce rift ait été étudié depuis le XIXe siècle, son origine est restée incertaine. On pourrait penser qu’elle est liée à l’orogenèse hercynienne. Récemment, la géologue norvégienne Else-Ragnhild Neumann vient de démontrer que ce n’est pas le cas. Ce rift a été causé par un panache, une anomalie thermique venue des profondeurs du manteau semblable à celle qui se trouve sous Hawaii – hypothèse formulée dès 1989. Sa conclusion repose sur l’étude de cristaux de clinopyroxène extrait des basaltes de Skien et de Vestfold-Jeløya, qui sont les premières laves émises. Cette famille de minéraux (diopside, aegyrine, augite, jadéite … ) est habituelle dans les basaltes et plus encore dans le manteau. Ils ont fréquemment une zonation : ils se sont constitués par cristallisation de couches successives.

Trois types de clinopyroxènes ont été distingués :

1. Des diopsides CaMgSi₂O₆ riches en chrome (qui est une impureté) avec des cœurs non zonés.

2. Des diopsides pauvres en chrome automorphes (avec leurs formes propres), qui ont grandi par cristallisation de couches sur des diopsides de type 1.

3. Des cristaux dont les couches superficielles sont en augite (Ca,Fe,Mg)₂Si₂O₆, automorphes.

L’analyse montre que dans la région de Vestfold-Jeløya, les cœurs des clinopyroxènes de type 1 proviennent du manteau lithosphérique : la partie du manteau rigide située sous la croûte continentale. La quantité élevée d’éléments présents à l’état d’impureté est une caractéristique primaire du cristal. Elle ne provient pas d’une contamination ultérieure, conformément à ce que prévoit l’hypothèse du panache. Dans la région de Skien, tous les clinopyroxènes ont une signature caractéristique du manteau, plus exactement d’un type particulier de manteau observé en de rares endroits de la Terre, dont la Polynésie. Les géologues l’appellent HIMU. Cela confirme que le manteau lithosphérique sous-continental a été altéré par un événement qui a marqué le Telemark avant le Cambrien, il y a 580 Ma : des laves composées de carbonates fondus ont été produites. Ce sont elles qui alimentent à présent le volcan Ol Doinyo Lengai dans le Grand Rift.

Les clinopyroxènes de type 1 ont été plongés dans un magma, au sein de la croûte continentale, où ils étaient des xénocristaux : c’était des éléments étrangers. Des couches concentriques se sont cristallisées dessus sous l’influence d’une cristallisation fractionnée, de mélanges de magmas et d’assimilation de magmas produits par fusion de la croûte. Ils ont donné les clinopyroxènes de type 2. L’évolution du magma causées par ces processus a conduit à la cristallisation d’augite et aux clinopyroxènes de type 3. C’est ainsi que se sont formées les laves B1. Dans la suite de l’histoire du rift, la signature du manteau a décru. Elle est encore visible dans les porphyres et les larvikites. Les syénites et les granites ont été produits par la fusion partielle de la croûte continentale et n’ont donc pas cette signature.