Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique

Michel Faure

Institut des Sciences de la Terre d'Orléans, Université d'Orléans

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

29/04/2020

Résumé

Les phénomènes magmatiques lors des phases orogéniques varisques successives et proposition de scénario d'évolution géodynamique.


Une présentation du Massif Central pré-permien est proposée sous la forme d'une triade d'articles lisibles séparément mais formant une suite logique.

  • Article 1 :

    • Deux siècles d'évolution des idées
    • L'architecture en nappes du Massif Central
  • Article 2 :

    • La succession des évènements tectono-métamorphiques
  • Article 3 (cet article) :

    • Les phénomènes magmatiques
    • Un scénario d'évolution géodynamique varisque du Massif Central français
    • Conclusion (en 6 points)

Cependant, la discussion détaillée des cadres géodynamique et paléogéographique globaux de ces évènements pré-permiens, qui nécessite une connaissance de l'ensemble de la chaine varisque, ne sera pas abordée ici.

Les phénomènes magmatiques

L'évolution magmatique du Massif Central est subdivisée chronologiquement en quatre grands épisodes : le rifting pré-orogénique, l'anatexie dévonienne MI éo-varisque, le magmatisme dévonien pré-collisionnel, et l'anatexie et le magmatisme syn- à post-orogénique.

Le magmatisme pré-orogénique du Cambrien et Ordovicien

Dans le Massif Central, cinq phases de volcanisme pré-orogénique acide à intermédiaire sont reconnues (Pouclet et al., 2017). Chronologiquement, il s'agit de : i) rhyolites du Cambrien basal, ii) N-MORB et tholéiites magnésiennes contaminées par la croute continentale du Cambrien inférieur, iii) tholéiites continentales du Cambrien inférieur-moyen, iv) rhyolites de l'Ordovicien inférieur (Tremadocien), et v) rhyolites alcalines de l'Ordovicien inférieur. La présence de mégacristaux de feldspath potassique confère aux laves acides une texture porphyrique. Selon les régions, on parle de « porphyroïdes » de Génis, de Réquista, des Monts de Lacaune, etc (voir article 1, L'architecture de nappes du Massif Central). Les coulées volcaniques sont associées à des formations volcano-sédimentaires (pyroclastites, volcano-sédiments, conglomérats, grauwackes).

Dans la nappe de Saint-Salvi de Carcavès en Albigeois, des roches basiques – coulées basaltiques (avec parfois des structures en pillows lavas) et sills de dolérite – se mettent en place au sein de séries détritiques schisto-gréseuses de l'Ordovicien inférieur (Alsac et al., 1987, Marini, 1987). Ces roches, présentant une composition chimique de basaltes transitionnels à tholéiitiques, sont interprétées comme la conséquence d'un rifting continental (Marini, 1987, Pin et Marini, 1993).

Dans la croute moyenne et inférieure, le magmatisme du Paléozoïque inférieur se manifeste par la mise en place dans toutes les unités tectoniques de plutons de granite porphyrique, souvent caractérisés par des mégacristaux de feldspath potassique blancs ou roses (par exemple, l'orthogneiss du Bousquet d'Olt), qui deviendront des orthogneiss œillés lors des épisodes tectono-métamorphiques D1, D2, ou D3. Des diorites quartziques sont datées à 540±12 Ma dans l'UIG de Marvejols (Pin et Lancelot, 1978). Dans leur majorité, les granites ont un âge ordovicien. Une auréole de métamorphisme de contact à biotite et andalousite peut être rarement préservée autour de ces plutons (par exemple l'orthogneiss du Saut-du-Saumon).

Les roches magmatiques du Cambro-Ordovicien présentent en général une signature géochimique alcaline. Un caractère calco-alcalin, peut aussi être présent. Il est interprété comme un effet de contamination des magmas alcalins par la croute continentale. Ces roches sont formées dans un contexte de distension continentale. Il n'existe aucun argument en faveur d'un magmatisme d'arc dans le Massif Central. Le magmatisme bimodal caractéristique des complexes leptyno-amphiboliques (CLA) correspond également à un contexte tectonique de distension. L'interprétation actuellement retenue est que les CLA représentent des domaines de transition océan-continent, caractéristiques d'un amincissement de la croute continentale (voir, ci-dessous, Un scénario d'évolution géodynamique varisque du Massif Central).

Les évènements magmatiques éo-varisques MI (Dévonien moyen-supérieur)

Dans le Massif Central, le magmatisme éo-varisque est limité à de petits volumes de granites d'anatexie associés aux migmatites MI, datées entre 385 et 375 Ma, observées dans l'UIG et l'USG. Dans l'USG, les migmatites renferment des blocs d'amphibolite, avec ou sans grenat, correspondant à des restites du complexe leptyno-amphibolique métamorphisé lors de l'évènement de haute pression, D0, puis rétromorphosées pendant D1. Les migmatites MI exemptes de l'évènement D0, sont formées tout au long du trajet rétrograde lors de l'exhumation des roches subductées (Figure 1) et déformées par l'évènement D1 comme en témoigne la linéation minérale à biotite et sillimanite (Figure 2). L'interprétation géodynamique de la fusion crustale éo-varisque requiert une connaissance de la géologie de la marge Sud du microcontinent Armorica exposée dans le Massif Armoricain. Elle ne sera pas présentée ici (pour plus de détail voir Faure et al., 2008). Les migmatites MI, sont également redéformées ductilement lors de l'évènement D2. C'est par exemple le cas de l'antiforme de Tulle (Figure 3) ou de la klippe de l'USG à Marvejols.

Figure 1. Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivis par les Unités Supérieure et Inférieure des Gneiss lors des événements éo-varisques D0 et D1

Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivis par les Unités Supérieure et Inférieure des Gneiss lors des événements éo-varisques D0 et D1

Lors de son exhumation, après le pic de pression (D0), l'USG connait une décompression adiabatique (proche d'une isotherme) au cours de laquelle les lithologies alumineuses (ortho- et para-gneiss) connaissent une anatexie donnant naissance aux migmatites MI. L'UIG n'a connu qu'un pic de pression vers 0,12 GPa, puis une anatexie rétrograde lors de son exhumation.



Figure 3. Carte du Limousin méridional

Carte du Limousin méridional

Les granites datés du Carbonifère inférieur correspondent au pluton d'Estivaux, le long du décrochement senestre éponyme, et aux plutons de Chanteix et de Sainte-Fortunade, au cœur de l'antiforme de Tulle.


Les évènements magmatiques pré-collisionels varisques sensu stricto (Dévonien supérieur)

Les unités tectoniques du Massif Central contiennent des roches magmatiques du Dévonien exemptes des évènements D0 et D1. Elles se sont donc mises en place après la collision éo-varisque, et sont interprétées comme la conséquence de la subduction vers le Sud de l'océan Rhéique.

Le magmatisme d'arc et les diorites-tonalites du Limousin

La série de la Somme (Figures 4, 5), décrite dans l'article 1, L'architecture de nappes du Massif Central, renferme des roches magmatiques présentant une signature géochimique calco-alcaline caractéristique d'un arc magmatique (Delfour et al., 1989).

Figure 4. Schéma structural du Massif central montrant les grandes unités litho-tectoniques ainsi que les trois événements compressifs (D1, D2, D3)

Schéma structural du Massif central montrant les grandes unités litho-tectoniques ainsi que les trois événements compressifs (D1, D2, D3)

SSR : nappe de Saint-Sernin-sur Rance, SSC : nappe de Saint-Salvi de Carcavès.


Figure 5. Carte schématique et colonnes lithostratigraphiques des séries du Dévonien-Viséen reconnues dans le Nord-Est du Massif Central

Carte schématique et colonnes lithostratigraphiques des séries du Dévonien-Viséen reconnues dans le Nord-Est du Massif Central

Les âges U/Pb sur zircon et sur monazite des plutons sont respectivement de Binon and Pin (1989) et A. Cocherie (communication personnelle). Zr : zircon, mz : monazite. Sur la carte, les séries du Viséen moyen (V2) sont regroupées avec celles du Viséen inférieur (V1). La série des Tufs anthracifères (V3) recouvre en discordance les autres séries.


En outre, des roches plutoniques calco-alcalines – granodiorites, diorites, tonalites, gabbros – regroupées sous le nom de « ligne tonalitique du Limousin » (Didier et Lameyre, 1969, Peiffer, 1986, Cuney et al. 1993, 2001, Pin et Paquette, 2002, Figure 6) ont été interprétées comme les parties profondes de ce même arc magmatique (Faure et al., 1999, 2005). Les zircons des diorites et tonalites du seuil du Poitou échantillonnées dans le forage ANDRA de Charroux-Civray contiennent des zircons datés par la méthode U/Pb compris entre 360±3 Ma et 356±5 Ma (Bertrand et al., 2001). Ces âges, correspondant à l'évènement D2 (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques, Figure 7) responsable de la déformation post-solidus des tonalites, permettent d'envisager que les zircons magmatiques ont recristallisé à ce moment-là. En Vendée, la diorite de Montcoutant fournit un âge U/Pb sur zircon à 373+16/−11 Ma (Cuney et al., 1993), sans doute plus proche de l'âge de cristallisation de la roche. Ces massifs basiques sont probablement déplacés de leur site de mise en place.

Figure 6. Carte des massifs anciens français montrant les formations dévoniennes attribuées à un magmatisme de marge active

Carte des massifs anciens français montrant les formations dévoniennes attribuées à un magmatisme de marge active

i) série volcano-sédimentaire de la Somme dans le Morvan, ii) « diorites et tonalites » du Limousin, iii) ophiolites de la Brévenne.



Cette interprétation des diorites du Limousin en termes de plutons d'arc formés en contexte de subduction n'est pas unanimement acceptée. Certains auteurs (par exemple, P. Chèvremont et al., 1996), considèrent que les massifs de métadiorites et métagabbros de Saint-Junien, à l'Ouest de Limoges, ou du plateau d'Aigurande dériveraient d'un magma issu de la fusion d'amphibolites lors de l'anatexie éo-varisque.

Le magmatisme d'arrière arc de la Brévenne

Au Nord des Monts du Lyonnais, les formations basiques de la série de la Brévenne, présentée à l'article 1, L'architecture de nappes du Massif Central, (Figures 4, 5) sont souvent altérées en spilites soit pendant leur mise en place sous-marine, soit ultérieurement pendant ou après le charriage de l'Unité de la Brévenne. Les roches basiques présentent des caractères géochimiques de basaltes tholéiitiques (MORB) mis en place en milieu sous-marin (Piboule et al., 1982, 1983, Pin et al., 1982, Sider et Ohnenstetter, 1986, Ohnenstetter et Sider, 1988, Delfour et al., 1989, Milési et Lescuyer, 1993, Feybesse et al., 1995). Sur la base des données géochimiques, un contexte tectonique distensif est privilégié pour interpréter les roches basiques de la Brévenne, mais dans le détail, plusieurs sites géodynamiques sont invoqués : bassin intra-arc, bassin arrière-arc, rift océanique ou rift continental. L'absence de caractère calco-alcalin ne permet pas de rattacher ces roches à un magmatisme d'arc. La présence d'un magmatisme bimodal associant les roches basiques et des roches acides (rhyolites et rhyodacites souvent altérées en kératophyres) indiquent l'implication d'une croute continentale dans la genèse des magmas, ce qui semble aussi confirmé par les données isotopiques du Sr et du Nd. La contamination crustale est géochimiquement documentée dans certaines laves basiques (Thiéblemont, 1990). En outre, les filons et sills de roches basiques qui recoupent les gneiss d'Affoux, substratum tectonique de la série de la Brévenne, évoquent la bordure d'un rift. Ainsi, les données géologiques, pétrologiques et géochimiques suggèrent que la série de la Brévenne représente un rift à croute océanique correspondant à un bassin d'arrière-arc ouvert dans un substratum continental. La faible importance des affleurements actuels est seulement due à la couverture sédimentaire du seuil de Bourgogne. Le bassin de la Brévenne se poursuit vers l'Est sous la plaine de la Saône et le Jura. En revanche, il n'existe aucun argument pour prolonger ce bassin à l'Ouest de la Limagne de Loire.

Les évènements magmatiques syn- à post orogéniques

Le magmatisme du Tournaisien

Le complexe granitique de Guéret est la manifestation magmatique la plus remarquable de cet évènement. Avec le pluton de la Margeride, le complexe granitique de Guéret est un des plus vastes du Massif Central. Ce dernier affleure principalement dans le Nord Limousin où il occupe l'essentiel du département de la Creuse, mais on doit aussi lui rattacher les plutons de Saint-Gervais d'Auvergne (daté à 361±7 Ma) et de Tréban situés à l'Est du Sillon Houiller, respectivement au Nord et au Sud de la série de la Sioule (Figures 4, 8, 9). L'encaissant du complexe granitique de Guéret consiste en migmatites à cordiérite, anciennement appelées « aubussonites », appartenant essentiellement à l'UIG. Le complexe granitique de Guéret a fait l'objet de nombreuses études, les données détaillées les plus récentes et une revue bibliographique complète sont disponibles dans Cartannaz et al., 2006, 2007. Selon ces auteurs, le complexe granitique de Guéret est composé de quatre ensembles magmatiques. Dans l'ordre chronologique de mise en place, il s'agit : i) des granodiorites à tonalites (faciès Villatanges), datées à 353±6 Ma, ii) des granodiorites à rare cordiérite (faciès Saint-Fiel) datées à 346±6 Ma, iii) des monzogranites à cordiérite (faciès Peyrabout) datés à 360±4 Ma, et iv) des monzogranites leucocrates à cordiérite (faciès Aulon) datés à 351±5 Ma.

Les études géochimiques (Downes et al., 1997, Cartannaz et al., 2006) suggèrent que la source des magmas est très hétérogène, ce qui s'accorde bien avec les lithologies variées de l'UIG, et de l'UPA sous-jacentes. Mais il est aussi possible d'expliquer les données géochimiques par des mélanges de magmas acides d'origine crustale (métapélites et métagrauwackes) et de magmas basiques d'origine mantellique ou plus probablement de croute inférieure. Contrairement à ce qui était accepté dans les années 1960-1970, le granite de Guéret n'est pas à un granite d'anatexie qui serait le terme le plus évolué des migmatites MI puisque ces deux ensembles ne sont pas contemporains et présentent des caractéristiques géochimiques distinctes.

Les analyses de pétrologie structurale, et notamment de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (Jover, 1986, Cartannaz et al., 2006), montrent la présence d'une foliation magnétique subhorizontale, et d'une anisotropie magnétique linéaire, orientée NW-SE, due à l'orientation préférentielle des micas et des amphiboles (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques, Figure 10). Foliation et linéation se développent à l'état subsolidus lors de la cristallisation des magmas. Ainsi le complexe granitique de Guéret apparait comme un laccolithe épais de 5 km à l'Est qui s'amincit vers l'Ouest. Son âge, autour de 350 Ma, et sa structuration à l'état magmatique font du complexe granitique de Guéret un massif tardi-collisionnel, mis en place à la fin de l'évènement D2.

Figure 10. Carte de l'anisotropie de susceptibilité magnétique linéaire (ou linéation) du massif de Guéret et des massifs granitiques environnants : Brâme-Saint-Sylvestre et Millevaches

Carte de l'anisotropie de susceptibilité magnétique linéaire (ou linéation) du massif de Guéret et des massifs granitiques environnants : Brâme-Saint-Sylvestre et Millevaches

La linéation magnétique traduit l'orientation préférentielle des micas. Elle peut se former soit au moment de la cristallisation du magma à l'état sub-solidus (le terme de “fluidalité magmatique“ n'est actuellement plus utilisé pour les roches plutoniques), soit à l'état post-solidus. Noter que malgré des orientations voisines, toutes les linéations de la carte ne sont pas du même âge. Celles du massif de Guéret sont contemporaines des plutons datés vers 355 Ma, elles sont attribuables à la fin de l'événement D2. Les linéations des granites à 2 micas, datés vers 325-320 Ma, sont attribuées à l'événement D4.


Le magmatisme du Viséen dans le Nord du Massif Central français

Le magmatisme du Viséen, très développé dans le Nord et le Nord-Est du Massif Central, est représenté par trois types lithologiques : les Tufs anthracifères, les microgranites et les « granites rouges » (Figures 4, 5, 9). La formation des Tufs anthracifères comprend des coulées de rhyolites et rhyodacites intercalées dans des séries sédimentaires détritiques datées du Viséen supérieur (vers 330 Ma). Dans la partie inférieure des bassins houillers de Decazeville et Bosmoreau-les-Mines, des zircons de tufs acides donnent des âges U-Pb (ICPMS) vers 333-332 Ma (Bruguier et al., 1998).

Des microgranites, comme par exemple celui de Pouzol-Servant dans la Sioule daté entre 330 et 327 Ma (Rb-Sr, RT), sont interprétés comme un terme hypovolcanique du même évènement magmatique. La couleur des « granites rouges », due à des oxydes de fer inclus dans les mégacristaux de feldspath potassique, indique une forte fugacité d'oxygène et une faible profondeur de mise en place, de l'ordre de 2 à 3 km, à 850°C. Dans la Montagne bourbonnaise, ces plutons sont représentés par les plutons du Mayet de Montagne, daté à 344+22/-16 Ma en Rb/Sr sur roche totale et 341±4 Ma sur zircon, de Droiturier, 334±3 Ma sur monazite, des Bois Noirs, daté vers 328±6 Ma en Rb/Sr sur roche totale et 341±4 Ma sur monazite, et de Saint Julien de la Vêtre, daté vers 340 Ma en Rb/Sr sur roche totale (Figures 5, 9, Peyrel et Didier, 1983, Binon and Pin, 1989). Il s'agit de monzogranites porphyriques potassiques ou magnésio-potassiques équigranulaires, à biotite et amphibole, riches en enclaves microgrenues basiques (gabbro, diorite, quartzo-diorite, syéno-monzonite) de chimisme calco-alcalin potassique. La géochimie isotopique du Sr et du Nd suggère que ces magmas sont issus de la fusion de la croute inférieure (Pin et al., 1990).

Il existe un lien génétique entre ces trois termes du magmatisme viséen dont la source est essentiellement la croute continentale, même si une contribution mantellique ne peut être définitivement exclue. Il faut aussi noter que le flux de chaleur associé au magmatisme viséen est d'extension régionale comme en témoigne la ré-équilibration du chronomètre Ar-Ar. Dans la série de la Sioule et en Brévenne, par exemple, les micas cristallisés au cours des évènements D1 et D2 donnent des âges Ar/Ar du Viséen supérieur (335-330 Ma, Faure et al., 2002).

La migmatisation MII (vers 320 Ma)

La zone axiale de la Montagne Noire représente le plus vaste domaine des migmatites MII, mais elles s'observent aussi dans la partie Sud du dôme du Velay où elles ont été appelées migmatites M3 (Barbey et al., 2015) ou migmatites péri-vellaves (Faure et al., 2001) dans le Morvan (Choulet et al., 2012) et dans le Sud Millevaches (Faure et al., 2009). À l'exception de la Montagne Noire, la taille réduite des affleurements ne permet pas de déterminer l'architecture d'ensemble de ces massifs de migmatite MII. Seule la structure en dôme de la zone axiale de la Montagne Noire est connue depuis longtemps (Roques, 1941, Gèze, 1948). Le contexte tectonique, extensif, compressif, décrochant ou diapirique, de ce dôme est encore discuté (voir les détails dans Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire (Sud du Massif Central)).

Figure 11. Trajets P-T-t des migmatites MII et MIII-MT en gris et du granite à cordiérite du Velay (γ) en rouge dans le massif du Velay et son enveloppe

Trajets P-T-t des migmatites MII et MIII-MT en gris et du granite à cordiérite du Velay (γ) en rouge dans le massif du Velay et son enveloppe

Le trajet 1-2 appartient à la fin de l'événement D3, alors que le trajet 3-4 est réalisé pendant l'événement D5.


Dans la zone axiale de la Montagne Noire, les migmatites à cordiérite MII sont formées à partir de la fusion partielle d'orthogneiss cambro-ordoviciens, et de leur encaissant (paragneiss, metagrauwackes, quartzites, marbres). Le centre du dôme est occupé par le granite d'anatexie à cordiérite-grenat du Laouzas riche en enclaves d'encaissant. Les conditions thermo-barométriques de la fusion crustale sont estimées à 775-800°C et 0,7 à 0,9 GPa (Demange, 1999, Trap et al., 2017, Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire (Sud du Massif Central)). Les migmatites contiennent également des panneaux de gneiss à biotite-sillimanite-cordiérite-grenat, appelées “kinzigites”, qui sont des micaschistes de faciès granulite de HT correspondant aux résidus de fusion restant lorsque les liquides anatectiques ont été expulsés. Dans le Nord du massif du Millevaches (au Grand Jannon), des kinzigites comparables à celles de la Montagne Noire sont également connues (Gébelin, 2004).

Les migmatites MII péri-vellaves ont fait l'objet de travaux pétrologiques, géochimiques, géochronologiques et structuraux (voir Barbey et al., 2015 et références incluses pour plus de détail). Ces roches résultent de la fusion de la croute moyenne dans des conditions de moyenne température, de 700 à 750°C, et de moyenne pression, de 0,5 à 0,6 GPa (Figure 11). Le faible taux de fusion (environ 15 %) explique la présence de nombreuses restites. La formation des migmatites MII requiert une faible quantité de chaleur, possiblement apportée par les éléments radiogéniques (U, Th, K) contenus dans la croute continentale. En particulier, la source de ces migmatites pourrait être représentée par les orthogneiss d'âge cambrien et ordovicien de l'USG, UIG et UPA.

Les migmatites MII sont certainement plus répandues que ne l'indique leur distribution actuelle (Figure 12). Dans le Limousin centro-méridional, les profils sismiques acquis par le programme GéoFrance 3D suggèrent l'existence de dômes migmatitiques cachés, sous-jacents et intrusifs dans la pile de nappes (Bitri et al., 1999, Figure 13).

Figure 12. Carte de la distribution des migmatites MII du Carbonifère moyen (Viséen-Serpukhovien) dans la chaine varisque française

Carte de la distribution des migmatites MII du Carbonifère moyen (Viséen-Serpukhovien) dans la chaine varisque française

Les migmatites du socle des Alpes et de Corse ne sont pas représentées. MGCR : Mid-german Crystalline Rise = micro-continent saxo-thuringien.



Le plutonisme du Carbonifère supérieur (vers 313-305 Ma)

La dualité entre des granites à deux micas, parfois appelés « leucogranites », et des monzogranites porphyriques est connue depuis longtemps (Didier et Lameyre, 1969). Il est bien établi que les plutons granitiques sont des corps syn-tectoniques, structurés pendant leur mise en place dans le contexte extensif NW-SE de l'évènement D4 décrit dans l'article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques. La présence de zircons hérités, d'âge compris entre 1,8 Ga et 3 Ga (Melleton et al., 2010) suggère l'existence, sous la pile de nappes, d'un substratum du Paléoprotérozoïque et de l'Archéen inconnu à l'affleurement, ou au moins remanié dans les roches sédimentaires.

Les granites à deux micas (quartz, plagioclase, feldspath potassique, muscovite, rare biotite, ± sillimanite ou andalousite) sont très présents dans l'Ouest du Massif Central (plateau d'Aigurande, Limousin, Millevaches) mais aussi ailleurs (Margeride, Haut-Allier, Livradois). Les études géochimiques notamment du Sr et du Nd (Pin et Duthou, 1990, Williamson et al.,1996, Downes et al.,1997), montrent que la source des magmas leucogranitiques correspond à des métapélites et métagrauwackes comparables aux métasédiments de l'UPA et plus généralement de la croute moyenne.


Les monzogranites porphyriques affleurent surtout dans le Sud et le Sud-Est du Massif Central (Margeride, Mont-Lozère, Aigoual), sans être totalement absents dans le Limousin, le Morvan et autour du dôme du Velay. Ces monzogranites sont caractérisés par la présence de mégacristaux de feldspath potassique (MFK) pouvant atteindre une taille pluricentimétrique. Ce sont les fameux « granites à dent de cheval » des anciens auteurs. Ces MFK d'orthose contiennent de nombreuses inclusions de biotite, plagioclase, zircon, apatite, etc. La présence fréquente de myrmékite (plagioclase à fins vermicules buissonnants de quartz) traduit la présence de fluides associés à des processus d'exsolution sous contrainte. L'orientation des MFK définit des orientations planaires et linéaires acquises lors des stades terminaux de la cristallisation du magma (Figure 14, Joly et al., 2009). L'origine des monzogranites porphyriques n'est pas complètement élucidée. Plusieurs processus sont invoqués : i) fusion partielle de métagrauwackes et de roches basiques situées dans la croute inférieure, ii) hybridation de magmas acides issus de la fusion de métasédiments et de magmas basaltiques provenant de la fusion d'un manteau appauvri. D'une manière générale, la contribution de sources ferro-magnésiennes (gabbros, diorites) profondes situées soit dans la croute inférieure soit dans le manteau apparait nécessaire (pour plus de détails, voir Pin et Duthou, 1990 Moyen et al., 2017).

Le magmatisme post-orogénique Carbonifère supérieur (vers 300 Ma)

– Le massif du Velay – Le granite du Velay (Figures 15, 16) est l'un des trois plus grands ensembles granito-migmatitiques du Massif Central français avec le complexe plutonique de Guéret et le massif de la Margeride. La présence d'amas centimétriques de cordiérite prismatique, ou en association avec du quartz, lui a valu le nom de « granite à châtaignes du Velay ». Grenat et tourmaline sont également présents dans ce granite dont l'âge, à 304±5 Ma (Rb/Sr, sur roche totale) et 306±1 Ma ou 301±5 Ma (U/Pb sur monazite), le place parmi les manifestations tardives du magmatisme varisque du Massif Central français. Le granite du Velay est subdivisé en quatre faciès : i) granite homogène et isotrope à biotite et cordiérite, ii) granite porphyrique hétérogène à biotite + cordiérite ± grenat, iii) leucogranite folié à muscovite, pauvre en biotite et cordiérite, iv) granite isotrope à biotite riche en terres rares. Le granite d'anatexie du Velay est le terme ultime d'une fusion partielle donnant des migmatites à cordiérite (± grenat, ± tourmaline), appelées MIII ici. Elles sont produites par la réaction “biotite + plagioclase ± sillimanite + quartz → grenat + cordiérite + feldspath K + magma” dans des conditions thermo-barométriques de 800 à 850°C et 0,3 à 0,4 GPa (voir Barbey et al., 2015 pour des références complètes). Le degré de fusion partielle élevé (> 30 %) nécessaire à la production des migmatites MIII nécessite un apport de chaleur supplémentaire à la contribution crustale.

Le massif du Velay contient aussi des lamprophyres à biotite et plagioclase, de composition dioritique à gabbroïque, appelées vaugnérites, datées à 306±2 Ma (Couzinié et al., 2014). Ces roches filoniennes proviennent de la cristallisation d'un magma basaltique formé par fusion partielle à très haute température (1000°C) et à basse pression (0,2 GPa) d'un manteau anormal métasomatisé par des fluides. On admet que le magma vaugnéritique est issu de la décompression du manteau asthénosphérique remonté à cause de phénomènes de délamination lithosphérique ou de rupture du panneau subducté (slab break-off, Ledru et al., 2001, Laurent et al., 2017). Les vaugnérites sont interprétées comme les témoins de l'implication du manteau dans la genèse des migmatites MIII.

Comme mentionné dans l'article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques, la fusion crustale du massif du Velay laisse un résidu réfractaire granulitique qui se retrouve en enclave dans les laves des volcans du Velay. L'absence de telles enclaves granulitiques dans les autres volcans du Massif Central français renforce le caractère singulier du dôme du Velay qui apparait comme une anomalie thermique remarquable, mais ponctuelle, dans l'ensemble du Massif Central.

Structuralement, le dôme du Velay est interprété comme un diapir dans lequel la mobilité des magmas est contrôlée par leur viscosité et leur densité. La mise en place finale est accommodée au Nord du massif par une tectonique extensive localisée le long de la faille normale du Pilat (Figure 15, Malavieille et al., 1990). En revanche, le flanc Sud du dôme est caractérisé par une foliation subverticale plissée (Lagarde et al., 1994, Figure 16). À ce titre, le dôme du Velay diffère d'un dôme extensif (Metamorphic Core Complex) typique. L'évolution thermo-barométrique du massif du Velay pendant l'anatexie MIII est représentée sur la figure 11 (Barbey et al., 2015).

– Le magmatisme dans les bassins houillers du Gzhélien – Des phénomènes magmatiques, et parfois hydrothermaux, sont reconnus dans tous les bassins intramontagneux. Il s'agit de coulées volcaniques, de tufs et de pyroclastites témoignant d'éruptions aériennes explosives et plus rarement de filons recoupant les dépôts houillers ou leur substratum métamorphique. Les coulées volcaniques et les formations tufacées de composition pétrographique variée – acide (rhyolite), intermédiaire (trachyte et andésite) et basique (basaltes à olivine) – sont intercalées dans les séries sédimentaires détritiques (grès, pélites). Les plus grandes masses de roches basaltiques se rencontrent dans le bassin de Figeac. Les zircons des tufs des bassins de Decazeville, Graissessac, Alès, Jaujac, Bosmoreau, Bertholène donnent des âges U-Pb compris entre 300 et 295 Ma (Bruguier et al., 2003). Chimiquement, toutes ces laves présentent une affinité alcaline qui s'accorde bien avec le caractère extensif caractéristique de la formation des bassins houillers intramontagneux lors de l'évènement D5 (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques).

D'autres manifestations magmatiques d'âge gzhélien (vers 300 Ma) se rencontrent dans presque toutes les régions du Massif Central. Elles sont essentiellement représentées par des microgranites et des lamprophyres qui affleurent sous forme de filons. Ces roches qui relèvent aussi du magmatisme post-orogénique ne seront pas détaillées ici.

Le problème de l'origine de la chaleur

Bien que, pour des problèmes de clarté dans la présentation, plusieurs épisodes aient été distingués ci-dessus, il est important de noter que le magmatisme tardi- et post-collisionnel se déroule de manière quasi-continue depuis le Viséen. À l'exception du Nord du Massif Central, où les formations volcaniques (par exemple les Tufs Anthracifères) sont bien préservées, les granitoïdes sont, dans l'ensemble, mieux représentés. Mais cet état actuel ne préjuge en rien de la situation au Carbonifère. On peut raisonnablement penser que l'essentiel de la couverture de roches volcaniques et volcano-sédimentaires a été érodée, et même assez précocement, comme le suggère la distribution des zircons détritiques dans les turbidites du bassin d'avant-pays (Lin et al., 2016, Figure 17).

Figure 17. Reconstruction schématique de la paléotopographie du Massif Central au Carbonifère supérieur (Viséen-Serpukhovien)

Reconstruction schématique de la paléotopographie du Massif Central au Carbonifère supérieur (Viséen-Serpukhovien)

Les zircons détritiques rencontrés dans le bassin d'avant-pays proviennent principalement de l'érosion de la couverture volcanique et sédimentaire du Nord du massif.


Les mécanismes responsables de la production des granitoïdes restent discutés. Par analogie avec les leucogranites himalayens, il est souvent admis que les éléments radiogéniques (U, Th, K) accumulés en grande quantité lors de l'épaississement crustal sont à l'origine de la chaleur nécessaire à la fusion crustale. Cependant, l'énorme volume de magmas produits lors de la fusion crustale syn- à tardi-varisque nécessite un apport de chaleur supplémentaire qui serait dû à une remontée du manteau asthénosphérique. Les mécanismes invoqués – délamination lithosphérique, “érosion sous-crustale” – restent encore très spéculatifs (voir, par exemple, Pin et Duthou, 1990, Faure et al. 2002, 2010, Laurent et al., 2017, Figures 18, 19, 20).


Figure 19. Coupe interprétative à l'échelle lithosphérique d'un profil Ardennes-Montagne Noire avec transfert du flux de chaleur de l'asthénosphère vers la croûte par “érosion convective”

Coupe interprétative à l'échelle lithosphérique d'un profil Ardennes-Montagne Noire avec transfert du flux de chaleur de l'asthénosphère vers la croûte par “érosion convective”

Élévation du flux de chaleur mantellique par déplacement de la limite inférieure de la lithosphère.


Figure 20. Coupes interprétatives à l'échelle lithosphérique d'un profil Ardennes-Montagne Noire avec transfert du flux de chaleur de l'asthénosphère vers la croûte par retrait du panneau plongeant

Coupes interprétatives à l'échelle lithosphérique d'un profil Ardennes-Montagne Noire avec transfert du flux de chaleur de l'asthénosphère vers la croûte par retrait du panneau plongeant

Deux modèles géodynamiques invoqués pour expliquer le magmatisme carbonifère dans l'Est du Massif Central par retrait du manteau lithosphérique : a) retrait du manteau lithosphérique vers le Sud, b) retrait vers le Nord du panneau plongeant.


Un scénario d'évolution géodynamique varisque du Massif Central français

Un schéma géodynamique de l'évolution varisque du Massif Central doit prendre en compte la géologie des autres massifs français : Massif Armoricain, Vosges, Ardennes, Pyrénées. Il dépasse le cadre de cet article. On se limitera donc ici à proposer une interprétation géodynamique possible pour chaque évènement sédimentaire, magmatique ou tectono-métamorphique décrit précédemment.

Le rifting avorté du Cambrien et le rifting évolué de l'Ordovicien inférieur

Il est maintenant bien accepté que pendant le Cambrien et l'Ordovicien, le Massif Central, qui correspond à la marge continentale passive nord-gondwanienne, a connu un contexte de distension. Les données radiométriques des roches plutoniques et volcaniques conduisent à distinguer deux stades : i) un rifting avorté au cours du Cambrien inférieur et moyen, et ii) un rifting évolué, allant jusqu'à l'ouverture d'un océan, entre la fin du Cambrien supérieur et l'Ordovicien inférieur-moyen. Les protolithes des roches métamorphiques paradérivées des Unités Para-autochtone, Inférieure et Supérieure des Gneiss contiennent des éléments volcaniques et sédimentaires (grauwackes, conglomérats, grès). Les roches silico-clastiques et volcanique peuvent être formées lors de ce rifting, mais ces protolithes sont rarement datés, c'est le cas dans les Cévennes et l'Albigeois. Les formations de grès quartzeux massif rencontrées en Montagne Noire, Cévennes, Albigeois représentent la séquence post-rift. En outre, le magmatisme bimodal caractéristique des complexes leptyno-amphiboliques, représente un stade évolué du rifting dans lequel l'important amincissement crustal permet une remontée asthénosphérique et la production de magmas basiques alcalins et tholéiitiques. Ainsi, les complexes leptyno-amphiboliques peuvent être vus comme des marqueurs de la transition continent-océan (Figure 21). En revanche, dans le Massif Central, on n'observe pas le stade de formation de croute océanique. Les véritables ophiolites, témoins de l'océan éo-varisque, appelé « Médio-européen », ou « Galice- Massif Central », ne se rencontrent que dans le Sud du Massif Armoricain, même si localement dans le Limousin, le Rouergue ou le Haut-Allier, des masses basiques-ultrabasiques kilométriques pourraient en dériver (voir article 1, L'architecture de nappes du Massif Central).

Figure 21. Schéma interprétatif de la formation de la marge continentale passive du Gondwana à l'Ordovicien inférieur

Schéma interprétatif de la formation de la marge continentale passive du Gondwana à l'Ordovicien inférieur

Dans le Massif Central, on n'observe pas d'ophiolites associées à l'ouverture de l'océan Médio-européen.


L'évolution éo-varisque du Silurien supérieur-Dévonien inférieur

L'océan éo-varisque (Médio-européen) se ferme par une subduction vers le Nord sous le microcontinent Armorica. Au cours de cet épisode, la marge amincie du Gondwana, connait une subduction continentale, responsable du métamorphisme de haute à ultra-haute pression (D0). Lors de l'exhumation de la croute continentale gondwanienne, les Unités Inférieure et Supérieure des Gneiss connaissent une anatexie (migmatisation MI) développée en contexte de convergence lithospérique (évènement D1). Une discussion plus détaillée de cet épisode qui doit aussi considérer la géologie du Massif Armoricain sera développée ultérieurement (pour plus de détail voir Faure et al. 2008).

L'intercycle éo-varisque-varisque : subduction de l'océan Rhéique

Au cours du Dévonien moyen et au début du Dévonien supérieur, le magmatisme d'arc représenté par la série de la Somme et les diorites-tonalite du Limousin, et l'ouverture du bassin d'arrière-arc à croute océanique de la Brévenne (Figure 22) sont les conséquences de la fermeture de l'océan Rhéique accommodée par une subduction vers le Sud.


La collision varisque

La disparition de l'océan Rhéique entraine la collision entre la marge Nord-gondwanienne (comprenant le microntinent Armorica) et le continent septentrional ou Laurussia au Dévonien terminal-Carbonifère inférieur (Famennien-Tournaisien, vers 360-350 Ma). Dans le Massif Central, la collision varisque est responsable de l'évènement tectono-métamorphique D2 et de la mise en place du complexe granitique de Guéret.

La tectonique syn- à post-collisionnelle

Comme dans toutes les chaines de montagnes, la déformation de la croute ne se termine pas après la fermeture d'un océan, et la collision continentale subséquente. La déformation se propage dans la croute des continents en présence. Dans le Massif Central, du Viséen au Baskhirien, l'évènement tectono-métamorphique D3 et la formation du bassin turbiditique d'avant-pays sont deux aspects de cette compression post-collisionnelle.

Les deux stades de désépaississement crustal

La chaine varisque du Massif Central se caractérise par une très importante fusion crustale. Ainsi qu'il a été décrit ci-dessus, les granites syn- à tardi-collisionnels se mettent en place dans un contexte d'extension orogénique, quelle que soit leur nature pétrographique et géochimique reflet de la source des magmas. Dans le Nord du Massif Central, le magmatisme contemporain de l'extension débute dès le Viséen supérieur, vers 330 Ma. La série des Tufs anthracifères qui post-date les évènements compressifs, se développe dans un contexte extensif, alors qu'au même moment, la compression se poursuit dans le Sud du Massif Central, dans les Cévennes et la Montagne Noire. Au Serpukhovien-Bashkirien, l'évènement extensif, D4, accommode une première extension tardi-orogénique caractérisée par une direction d'allongement NW-SE.

Au cours du Gzhélien (vers 300-290 Ma), le Massif Central connait alors un second épisode extensif, évènement D5, caractérisé par une direction d'étirement NNE-SSW. Dans la croute supérieure, les bassins houillers liminiques intramontagneux se forment, alors que la croute continentale inférieure est transformée en granulite de haute température par un flux de chaleur mantellique. Dans l'hypothèse, pour l'instant non-démontrée, d'une perte de manteau lithosphérique, la croute varisque a dû connaitre un rebond isostatique et une augmentation des reliefs.

La paléotopographie du Massif Central est un sujet de recherche actuel. Au Carbonifère supérieur, le Massif Central est parfois interprété comme un haut plateau, comparable à l'actuel plateau du Tibet dans lequel l'altitude moyenne est d'environ 5000 m. Cependant, les flores houillères qui nécessitent un climat tropical humide, et les insectes géants comme la libellule Meganeura qui pouvait atteindre une envergure de 20 cm et un poids de 200 g, s'accommodent mal avec les conditions atmosphériques régnant sur un haut plateau.

Conclusion

Il est maintenant bien admis que le Massif Central français correspond à un empilement de nappes formées au Paléozoïque lors de l'orogenèse varisque. Dans l'état actuel des connaissances, plusieurs conclusions générales peuvent être soulignées.

  1. Il n'existe pas de preuve structurale ou métamorphique d'un chaine antérieure (= cadomienne ou panafricaine) d'âge néoprotérozoïque dans le Massif Central.
  2. Des roches magmatiques d'âge néoprotérozoïque (Édiacarien ou Cryogénien) ou Cambrien inférieur existent et sont interprétées comme liées à un rifting avorté du Gondwana.
  3. Contrairement aux Alpes, mais de manière similaire à l'Himalaya, dans le Massif Central il n'existe pas de socle, ni dans le substratum, ni en nappe (ceci n'est pas vrai dans le Massif Armoricain).
  4. L'évolution structurale et métamorphique du Massif Central s'explique aisément dans un schéma poly-orogénique dans lequel une chaine éo-varisque d'âge paléozoïque inférieur est partiellement reprise lors de l'évolution varisque stricto sensu au Dévonien terminal-Carbonifère.
  5. L'orogenèse varisque s'accompagne d'un gradient thermique élevé et d'importantes circulations de fluides. Ces deux facteurs sont à l'origine du grand développement d'une fusion crustale qui se manifeste par plusieurs générations de migmatites et de granitoïdes. On parle parfois de « croute fertile » par contraste avec la « croute réfractaire » (ou « stérile ») du socle alpin.
  6. Le Massif Central représente essentiellement un domaine interne métamorphique (= moldanubien) et une petite partie du domaine externe méridional (l'Unité des Plis-et-Chevauchements) exempt de métamorphisme. Ces deux domaines appartiennent à la marge septentrionale du continent Gondwana.

La proposition d'un modèle géodynamique général de la chaine varisque nécessite la connaissance des autres massifs anciens. Ceci fera l'objet d'un autre article.

Remerciements

Cet article a bénéficié des remarques scientifiques et des corrections formelles de J.P. Passeron, A.M. Bouvier, O. Fabbri, P. Chèvremont et J.-P. Floc'h. Je leur suis très reconnaissant du temps et des efforts qu'ils y ont consacré.

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