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

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).

Source - © 2009b Faure et al. [28] Figure 4. 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.

Source - © 1984 - 1989 - 1989 - 1999 - 2016 Modifié de Leistel et Gagny [39], Binon et Pin [4], Delfour [15], Leloix et al. [38], Lin et al. [40] Figure 5. 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.

Source - © 2005 Faure et al. [23] Figure 6. 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.

Source - © 2005 Faure et al. [23] Figure 7. Schéma structural des Massifs Armoricain, Central et des Vosges localisant les données structurales, magmatiques et géochronologiques de l'événement D2

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.

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.

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.

Source - © 1995 Faure [20] Figure 8. Schéma structural du Nord Limousin montrant les plutons syntectoniques d'âge carbonifère (Serpukhovien-Bashkirien) et les structures extensives associées pendant l'événement D4

Source - © 2002 Faure et al. [29] Figure 9. Schéma structural du Nord-Est du Massif Central

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 M_I 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.

Source - © 1986 Jover [34]

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

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, 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 zone axiale de la Montagne Noire représente le plus vaste domaine des migmatites M_II, 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 M_II. 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)).

Source - © 2015 D'après Barbey et al. [2]

Figure 11. Trajets P-T-t des migmatites M_II et M_III-M_T 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 M_II 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 M_II 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 M_II 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 M_II 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).

Source - © 2010 Faure et al. [27] Figure 12. 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.

Source - © 1999 D'après Bitri et al. [5] Figure 13. Profils sismiques acquis par le programme GéoFrance 3D dans le Sud Limousin à travers l'antiforme de Meuzac et la faille d'Argentat suggérant la présence de migmatites sous-jacentes

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.

Source - © 2009 Joly et al. [33]

Figure 14. Carte des plutons de monzogranite porphyrique du Sud du Massif Central montrant les orientations préférentielles des mégacristaux de feldspath potassique (MFK) et la linéation magnétique acquise pendant la cristallisation du magma lors de l'événement D4

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 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 M_III 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 M_III nécessite un apport de chaleur supplémentaire à la contribution crustale.

Source - © 1990 Malavieille et al. [41] Figure 15. Carte structurale et coupe du bassin houiller de Saint-Étienne, de la faille de détachement du Pilat et du bord Nord du dôme du Velay

Source - © 1994 D'après Lagarde et al. [35] Figure 16. Schéma structural et coupe du dôme du Velay montrant les deux générations de migmatites, ainsi que la faille de détachement du Pilat au Nord et le chevauchement vers le Sud

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 M_III.

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 M_III 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.

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).

Source - © 2016 Lin et al. [40]

Figure 17. 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).

Source - © 2002 Faure et al. [29] Figure 18. 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 délamination du manteau lithosphérique Délamination du manteau lithosphérique sous le Nord du Massif Central.

Source - © 2010 Faure et al. [27] 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” Élévation du flux de chaleur mantellique par déplacement de la limite inférieure de la lithosphère.

Source - © 2017 Laurent et al. [36] 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 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.