Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 1/3 – Évolution des idées et architecture en nappes

Michel Faure

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

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

24/04/2020

Résumé

Histoire rapide de la compréhension géologique du Massif Central et présentation des unités litho-tectoniques et de leurs relations géométriques.


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 (cet article) :

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

    • La succession des évènements tectono-métamorphiques
  • Article 3 :

    • 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.

Deux siècles d'évolution des idées

Figure 1. Agrandissement du Massif Central dans la carte géologique de France de Dufrénoy et Élie de Beaumont

Agrandissement du Massif Central dans la carte géologique de France de Dufrénoy et Élie de Beaumont

Extrait de Explication de la carte géologique de la France, 1841.


Dès la publication de la première carte géologique de France en 1841, par A. Dufrénoy et L. Élie de Beaumont, le Massif Central français a été identifié comme un « massif ancien » alors supposé d'âge précambrien comme toutes les roches granitiques et métamorphiques (Figure 1). L'existence d'évènements tectoniques d'âge carbonifère, reconnus notamment grâce à l'étude des bassins houillers au XIXe siècle, a permis à des auteurs, par exemple M. Bertrand, puis E. Haug, de proposer que le Massif Central soit considéré comme un maillon important de la chaine varisque (ou hercynienne) Ouest-européenne. Dans les années 1930-1940, on doit à A. Demay, qui fut aussi le promoteur de la microtectonique en France, la reconnaissance des déformations syn-métamorphes et de plis couchés dans les Monts du Lyonnais, le massif du Pilat, les Cévennes, ou le Rouergue (Figure 2). Cependant cette conception a été totalement ignorée par les travaux conduits à Clermont-Ferrand par J. Jung et ses élèves – M. Roques, M. Chenevoy, J. Ravier, J.-M. Peterlongo et de nombreux autres – qui ont privilégié les aspects métamorphiques et plutoniques. Pour ces auteurs, le métamorphisme était anté-tectonique, dû à l'enfouissement des sédiments dans un bassin géosynclinal. Dans le schéma de Jung (1954), repris et légèrement modifié jusque dans les années 1970 (Figure 3, voir aussi Chenevoy et Ravier, 1974), le Massif Central français est subdivisé en 4 grandes zones : 1) le « noyau arverne » correspondant à un socle cadomien (= néoprotérozoïque) ; 2) l'ensemble « ruthéno-limousin » interprété comme une série volcano-sédimentaire discordante sur ce socle précambrien et déformé pendant les cycles calédoniens et hercyniens, respectivement au Paléozoïque inférieur et supérieur ; 3) la « ceinture cévenole » formée de méta-sédiments discordants sur l'une ou l'autre des unités précédentes et structurée au Paléozoïque supérieur avant le Stéphanien (actuellement Gzhélien) ; 4) les séries sédimentaires non-métamorphiques de la Montagne Noire et du Viganais.


Figure 3. Schéma structural du Massif Central

Schéma structural du Massif Central

La connaissance lithologique et pétrologique du Massif Central a bénéficié de la reconnaissance dans de nombreuses régions d'un ensemble particulier, appelé « groupe » ou « complexe leptyno-amphibolique » par F-H. Forestier (1961) (voir aussi Santallier et al., 1988, et Lardeaux, 2014, pour une revue critique de cette notion). Du point de vue lithologique, il s'agit d'une association de roches magmatiques claires acides, dépourvues de biotite (leptynites) et de roches basiques et ultrabasiques à biotite-hornblende-plagioclase±grenat (amphibolites). Ce magmatisme bimodal présente des signatures géochimiques variées : tholéiites océaniques, continentales ou séries alcalines. En outre, les amphibolites sont souvent des éclogites ou des granulites basiques rétromorphosées à des degrés divers. La plupart des complexes leptyno-amphiboliques ayant connu un métamorphisme de haute pression se rencontrent dans ce qui est maintenant appelé l'Unité Supérieure des Gneiss (voir ci-dessous L'architecture de nappes du Massif Central). L'interprétation actuellement privilégiée des complexes leptyno-amphiboliques en termes de transition océan-continent (marge) sera présentée plus loin.

Dans les années 1970, la vision tectonique du Massif Central en zones concentriques a été remise en question par l'application des concepts de la tectonique des plaques à la formation des chaines de montagnes. Cette avancée conceptuelle majeure pour la compréhension de la chaine varisque a été rendue possible grâce aux progrès réalisés dans plusieurs disciplines.

  1. Les analyses géochimiques ont montré que la plupart des gneiss œillés, préalablement considérés comme des « migmatites stratoïdes », étaient en fait des métagranites, ou orthogneiss (voir, par exemple, les travaux de G. Guitard, 1963, 1970 dans le Canigou, Pyrénées hercyniennes).
  2. L'application de la notion de faciès métamorphique, définis par Escola, a indiqué, au moins qualitativement, que l'évolution métamorphique était plurifaciale, avec notamment une évolution rétrograde bien préservée (voir, par exemple, les travaux de J. Marchand, 1974, B. Lasnier, 1977, C. Nicollet et A. Leyreloup, 1978 dans le Haut Allier et le Rouergue).
  3. L'analyse structurale a permis de reconnaitre la linéation d'allongement comme un marqueur de la direction de transport de nappes synmétamorphes (M. Mattauer,1975, J-P. Burg et P. Matte, 1978, J-P. Floc'h, 1983).
  4. La géochronologie, notamment les datations U-Pb sur zircon par C. Pin (1979, 1981), a prouvé que les évènements tectono-métamorphiques étaient d'âge paléozoïque et relevaient donc de l'orogenèse varisque.

Figure 4. Coupe du Sud-Est du Massif Central

Coupe du Sud-Est du Massif Central

Figure 5. Schéma structural du Massif Central 

Schéma structural du Massif Central 

Figure 6. Coupe du Massif Central du massif du Mouthoumet à la Série de la Sioule

Coupe du Massif Central du massif du Mouthoumet à la Série de la Sioule

Ces données nouvelles ont été progressivement intégrées dans les cartes géologiques détaillées au 1/50 000 de l'ensemble du Massif Central français, actuellement presque toutes disponibles, mais dont les plus anciennes nécessiteraient une sérieuse révision.

Dès le début des années 1970, l'idée de grandes nappes proposée par A. Demay, a été reprise (par exemple, J. Grolier, 1971 dans la Sioule, et F. Carme 1974 dans le Haut-Allier), mais c'est surtout en 1975 que, par analogie avec la chaine himalayenne, M. Mattauer a proposé l'existence de chevauchements ductiles crustaux syn-métamorphes dirigés vers le Sud (Figure 4). Les travaux cartographiques, structuraux et pétrologiques de Burg (1977) et Burg et Matte (1978) dans le Haut Allier et la vallée de la Truyère, ont précisé cette nouvelle vision. Pour ces auteurs, le « noyau arverne » formé de roches métamorphiques de haut grade était une grande nappe charriée du Nord vers le Sud, sur des séries para-autochtones moins métamorphiques, elles-mêmes charriées sur les unités non-métamorphiques de la Montagne Noire (Figures 5, 6). Des contacts mylonitiques ont été identifiés dans plusieurs régions du Massif Central français : Haut Allier, Marvejols, Limousin. Cette architecture de nappe a été progressivement détaillée par Floc'h (1983), et Ledru et al. (1989, Figure 7), puis intégrée dans un cadre tectono-métamorphique évolutif dont l'état actuel est présenté ci-dessous (Faure et al., 2009; Lardeaux et al., 2014, Figure 8).

Figure 7. Schéma structural du Massif Central

Schéma structural du Massif Central

1 : Dépôts viséens – 2 : massifs granitiques – 3a : Unités supérieures épizonales de Thiviers-Payzac et de Génis – 3b : Unité de la Brévenne – 4 : Unité supérieure des gneiss – 5 : Unité inférieure des gneiss – 6 : Complexes autochtones relatifs – 7 : Unité méridionales d'âge paléozoïque – 8 : Chevauchements (370-390 Ma) – 9 : Chevauchements et décrochements.


Figure 8. Schéma structural du Massif central montrant les grandes unités litho-tectoniques ainsi que les trois événements compressifs (D1, D2, D3) décrits dans le texte

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

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


Bien évidemment, l'histoire géologique du Massif Central français ne s'achève pas au Permien avec les dépôts des grès rouges continentaux dans les bassins intramontagneux, ni à la pénéplanation triasique. Les cycles transgressifs et régressifs du Jurassique, liés à l'ouverture des océans atlantique et liguro-piémontais des Alpes, puis les déformations associées à la compression pyrénéenne à l'Éocène, le rifting oligocène et tous les phénomènes volcaniques du Mio-Plio-Quaternaire ont donné sa touche finale au Massif Central. Pour plus de détail sur tous ces aspects, le lecteur est invité à se référer à d'autres articles de Planet-Terre (cf., par exemple, Discordance hercynienne, Permien inférieur (Autunien) sur Cambrien, et âge de l'orogenèse hercynienne, Loiras, Le Bosc (Hérault), Couches de charbon dans un bassin de type limnique, Le rift et le volcanisme du Massif Central, un modèle géodynamique global et Le volcanisme d'Auvergne, un point chaud ?).

L'architecture en nappes du Massif Central

Les différentes unités litho-tectoniques

Il est maintenant bien accepté que le Massif Central français varisque est formé par un empilement de nappes ductiles et synmétamorphes appartenant toutes au domaine dit “moldanubien” qui, paléogéographiquement, correspond à la marge Nord du Gondwana. Plusieurs unités sont distinguées par leurs contenus lithologiques et leurs âges (Faure et al., 2009). La succession des évènements tectoniques et métamorphiques sera présentée dans l'article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques. Du bas en haut de l'édifice, et globalement du Sud vers le Nord, on distinguera les ensembles présentés ci-après (Figures 8, 9).

Figure 9. Coupes générales simplifiées de l'édifice varisque du Massif Central

Coupes générales simplifiées de l'édifice varisque du Massif Central

Haut : Coupe N-S du S de la Montagne Noire à la Margeride.

Centre : Coupe N-S du SE du Massif Central du Viganais à la Brévenne.

Bas : Coupe N-S du Limousin.

Ces coupes montrent les déformations superposées de la pile de nappe replissée en antiformes et synformes d'échelle kilométrique et recoupée par des intrusions granitiques.


Le bassin d'avant-pays

Ce bassin sédimentaire n'affleure que dans la partie Sud-Est de la Montagne Noire, mais il se prolonge sous les sédiments mésozoïques et cénozoïques du Languedoc pour réapparaitre dans le massif du Mouthoumet au Sud de Carcassonne, puis dans les Pyrénées. Il est également connu en Sardaigne et dans l'ile de Minorque aux Baléares. Il est formé de turbidites (flyschs) d'âge viséen à serpukhovien, voire bashkirien (namurien-westphalien) comportant des faciès chaotiques de type schistes à blocs avec slumps et olistolithes de taille métrique à kilométrique, provenant des formations plus septentrionales de l'Unité des Plis-et-Chevauchements (voir ci-après). Depuis Gèze (1949), les olistolithes les plus gros sont appelés les « écailles de Cabrières » (pour plus de détail, voir Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire).

L'Unité des Plis-et-Chevauchements (UPC)

Cette unité tectonique forme les versants Sud et Nord de la Montagne Noire, le horst du Lodévois, et le Viganais dans les Cévennes méridionales. Lithologiquement, cet ensemble contient surtout des roches sédimentaires : calcaires, grès et argilites dont l'âge s'étale du Cambrien inférieur (possiblement de l'Édiacarien) jusqu'au Carbonifère inférieur (Serpukhovien). Le Carbonifère terminal (Stéphanien, maintenant appelé Gzhélien) existe aussi dans cette unité mais il n'est pas impliqué dans les structures majeures qui datent du Viséen au Serpukhovien. La plateforme carbonatée du Dévonien moyen à supérieur ne se rencontre que dans le versant Sud de la Montagne Noire. La discordance du Dévonien inférieur (~415-410 Ma) marquée par des conglomérats et des grès contenant des minéraux lourds (grenat, tourmaline, zircon) transportés du Nord vers le Sud depuis des domaines plus internes du Massif Central s'accorde avec un évènement précoce appelé « éo-varisque » (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques). Le Silurien manque presque partout, sauf dans certains olistolithes près de Cabrières, et dans la région de Murasson dans les Monts de Lacaune, où il se caractérise par des calcaires à orthocères et des pélites noires.

On connait en outre dans le versant Nord de la Montagne Noire des métarhyolites (appelées « porphyroïdes »), des tufs acides, et des roches basiques : laves basaltiques ou intermédiaires, brèches volcaniques, pyroclastites, filons de dolérite et quelques gabbros intercalés dans les séries cambriennes ou ordoviciennes. Des granites porphyriques à tendance alcaline – massifs du Mendic, des Cammazes, de Plaisance d'âge cambrien probable (seul le pluton du Mendic est daté à 510±20 Ma) – transformés en orthogneiss lors de la tectonique carbonifère, développent une auréole de métamorphisme de contact. Les orthogneiss œillés (ou métagranites), avec des protolithes d'âge ordovicien inférieur, sont également très développés dans la zone axiale de la Montagne Noire. Il est maintenant bien admis que dans le Massif Central, il n'existe pas de socle, c'est-à-dire pas d'ensemble cristallin déformé et métamorphisé préalablement à l'orogenèse varisque. Ainsi, parler de « plutonisme cadomien » pour désigner ces manifestations magmatiques est incorrect car on ne connait pas d'arguments en faveur d'une orogenèse d'âge néoprotérozoïque. Toutes les formations de l'Unité des Plis-et-Chevauchements sont très faiblement métamorphisées dans le faciès prehnite-pumpellyite, mais un métamorphisme plus intense dans le faciès amphibolite apparait autour du dôme de la zone axiale de la Montagne Noire (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques).

Le versant Sud de la Montagne Noire est bien connu pour ses plis couchés pluri-kilométriques mis en place du Nord vers le Sud dans le bassin d'avant-pays, puis replissés par des plis droits formés lors de la mise en place du dôme de la zone axiale (pour plus de détail, voir Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire).

Dans son ensemble, l'Unité des Plis-et-Chevauchements correspond à un domaine externe non-métamorphique d'une chaine de montagnes, structuré en chevauchements imbriqués à vergence Sud. La structure la plus septentrionale de cette unité est la nappe de Saint-Salvi-de-Carcavès (Figures 8, 9).

L'Unité Para-Autochtone (UPA)

L'Unité Para-Autochtone (UPA) chevauche la précédente au Nord-Ouest du Vigan. Elle affleure dans les Cévennes centrales, la région du Haut Lot (à l'Ouest de Saint-Geniez d'Olt) et La Châtaigneraie. Au-delà, à l'Ouest du Sillon Houiller, elle forme la partie la plus profonde du massif du Millevaches. Dans le Limousin, elle apparait au cœur des fenêtres de Sussac, de la Drone, de Saint-Goussaud, du plateau d'Aigurande, et de la Sioule, à l'Est du Sillon Houiller (Figure 8). Au Nord de la Montagne Noire, la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance occupe une position structurale équivalente aux micaschistes des Cévennes, sur l'Unité des Plis-et-Chevauchements. La continuité entre l'Unité Para-autochtone des Cévennes et la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance est masquée par le plateau calcaire jurassique des Causses. On parle parfois de l'ensemble “Cévennes-Albigeois” (Gèze, 1948). Cependant, ainsi que nous le verrons ci-dessous, pour des raisons tectoniques et métamorphiques, on placera la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance dans les Unités Supérieures de type Thiviers-Payzac car lors de l'évènement D2 (évènement de MP/MT, 360-350 Ma, voir ), la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance surmonte l'Unité Inférieure des Gneiss, ce qui n'est pas le cas pour les autres éléments de l'UPA.

Il existe toutefois une ambigüité sur la définition de l'UPA. Lithologiquement, elle se caractérise par l'abondance de micaschistes sériciteux, les autres lithologie – quartzites, série quartzo-feldspathique, amphibolite, marbres – étant subordonnées. C'est cette définition qui sera retenue ici. Mais du point de vue structural et métamorphique, l'UPA du Sud du Massif Central français a connu seulement l'évènement D3 (évènement de BP/BT, 345-320 Ma, voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques), caractérisé par des cisaillements ductiles vers le Sud ou le Sud-Est contemporains d'un métamorphisme de faciès schiste vert à amphibolite inférieur. En revanche l'UPA du Nord du MCF a enregistré la déformation NW-SE (D2) synchrone d'un métamorphisme barrowien à biotite-grenat-staurotide.

La série des Cévennes peut être prise comme exemple des principales lithologies de l'UPA (Figure 10). De bas en haut, elle comprend les éléments suivants : i) un ensemble inférieur formé d'alternances gréso-pélitiques flyschoïde, ii) un niveau de quartzite blanc d'épaisseur variable en fonction de la tectonique, iii) un ensemble de micaschistes noirs graphiteux, iv) un ensemble volcano-sédimentaire acide (appelé « gneiss de l'Apié »), v) une série supérieure de micaschistes quartzeux. La répétition de ces éléments lithologiques est interprétée comme due à des contacts anormaux (chevauchements ou détachement, Faure et al., 2001, Brouder in Faure et al. 2009b), mais l'unicité des niveaux repères n'est pas fermement établie de sorte que le schéma structural proposé reste hypothétique (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques).

Il n'existe aucun âge paléontologique dans les micaschistes des Cévennes, mais l'étude des zircons dans les niveaux volcano-sédimentaires montre un pic d'âge entre 480 et 460 Ma suggérant qu'au moins une partie de la série est d'âge ordovicien (Figure 11). On identifie aussi des zircons d'âge édiacarien (vers 550 Ma) et cambro-ordovicien (vers 490 Ma), ainsi, la présence de formations d'âges cambrien et néoprotérozoïque ne peut pas être exclue.

En outre, au Nord-Est du pluton granitique de l'Aigoual-Saint-Guiral-Liron, le granite porphyrique alcalin de Peyrolles, déformé en orthogneiss lors de la tectonique varisque, recoupe l'unité basale. Des datations ICPMS de zircons indiquent des âges discordants compris entre 420 et 650 Ma. Un calcul sur les 8 analyses les moins discordantes permet de proposer un âge à 433±4 Ma interprété comme celui du magmatisme (Cocherie in Faure et al., 2009). Une datation Rb-Sr donne un âge à 465±12 Ma (Alabouvette et al., 1988). Enfin, la métadiorite d'Aire de Côte (ou du col du Pas) dérive d'un protolithe dioritique daté à 500±16 Ma (Caron, 1994). Plus généralement, les formations sédimentaires de l'UPA sont recoupées par des granites porphyriques, transformés en orthogneiss œillés, comme par exemple l'orthogneiss de Masméjean au Nord du Mont-Lozère, daté entre 550 et 543 Ma, ou l'orthogneiss de la Xaintrie dans le Sud Millevaches daté à 467±8 Ma.

Ainsi, l'UPA du Massif Central est constituée de séries détritiques d'âge cambro-ordovicien et probablement édiacarien, avec des intercalations volcaniques acides et basiques d'âge cambrien ou ordovicien inférieur et à dominante géochimique alcaline. Les déformations et métamorphismes seront décrits dans l'article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques.

L'Unité Inférieure des Gneiss (UIG)

Cette unité surmonte tectoniquement l'UPA (Figure 8) dont elle ne diffère guère du point de vue lithologique. Elle est constituée de métagrauwackes, métapélites et paragneiss, parfois appelés « gneiss gris », formant l'encaissant de niveaux volcano-sédimentaires acides et basiques. Des métaconglomérats transformés en gneiss œillés affleurent en plusieurs endroits, par exemple dans le plateau d'Aigurande ou dans la Cézarenque au Nord-Est des Cévennes. Dans la région de Tulle, des alternances acides-basiques forment un complexe leptyno-amphibolique mais contrairement à ceux de l'Unité Supérieure des Gneiss, il ne contient pas de reliques métamorphiques de HP. Les micaschistes et paragneiss de l'UIG sont métamorphisés dans le faciès amphibolite à biotite, grenat, staurotide, disthène et sillimanite fibrolitique (Lasnier, 1977, Floc'h, 1983, Burg et al., 1984). Dans l'antiforme de Tulle, les micaschistes d'Aubazines et les paragneiss de Cornil contiennent des zircons détritiques datés vers 573 Ma et 593 Ma ce qui donne un âge maximum édiacarien pour le dépôt de cette unité (Melleton et al., 2010).

Ces roches métamorphiques constituent l'encaissant de nombreux plutons de granites alcalins à calco-alcalins, souvent porphyriques, transformés en orthogneiss, par exemple les orthogneiss de Saint-Yrieix-Sarlande, de la Dronne, de Meuzac ou du Thaurion. Dans ce dernier pluton, les zircons donnent un âge de 457±23 Ma interprété comme celui du granite initial (Alexandre, 2007). Les datations Rb-Sr sur roche totale, et U-Pb sur zircon montrent deux groupes d'âge pour ces protolithes. Le plus important, bien développé dans le Limousin, correspond à l'Ordovicien inférieur (480-460 Ma). Un autre groupe d'âge entre 560 et 520 Ma représente un épisode magmatique de l'Édiacarien-Cambrien inférieur (voir article 3, Les phénomènes magmatiques). Par ailleurs, ces séries grauwackeuses, recoupées par des granites, présentent souvent des agrégats quartzo-feldspathiques à biotite-muscovite-sillimanite indiquant des conditions métamorphiques de haute température pouvant aller jusqu'à l'anatexie.

L'Unité Supérieure des Gneiss (USG)

Cette unité est la plus originale de l'édifice de nappes (Figure 8). C'est là que se rencontrent des alternances centimétriques à métriques de gneiss acides (leptynites) et d'amphibolites (métabasites ou roches volcano-clastiques basiques) appelées « complexe leptyno-amphibolique »(CLA) contenant des reliques métamorphiques de haute pression (éclogites et granulites). Des métapélites, métagrauwackes et métagranites s'observent aussi dans l'USG. Dans le Sud Limousin (à Seilhac), les paragneiss à biotite-sillimanite contiennent des zircons détritiques datés du Cambrien, à 523±4 Ma (Melleton et al., 2010) ce qui donne un âge maximum pour le dépôt de cette unité.

Certaines amphibolites à grenat sont des éclogites rétromorphosées dans lesquelles on retrouve parfois des textures magmatiques (gabbroïques ou doléritiques) indiquant une origine orthodérivée des protolithes (Santallier et Floc'h, 1978). On connait également des masses hectométriques à kilométriques de péridotites serpentinisées, la plus importante se trouve au Puy de Voll (La Bessenoits, près de Decazeville). La partie supérieure de l'USG est constituée de migmatites (migmatites MI, voir article 3, Les phénomènes magmatiques, d'âge dévonien, résultant de l'anatexie des séries gneissiques ortho- et para-dérivées. D'une façon générale, l'USG se rencontre sous forme de klippes : Limousin central, synforme d'Uzerche, Haut Allier, Marvejols, Lévezou.

– La dualité des CLA – Le terme de « complexe leptyno-amphibolique » (Forestier, 1961, Santallier et al., 1988, Lardeaux, 2012) correspond à plusieurs types d'associations lithologiques. Dans les Monts du Lyonnais, le Haut-Allier, ou le Limousin méridional, les roches basiques et ultrabasiques se présentent sous forme de lentilles métriques à plurimétriques dans une matrice de paragneiss plagioclasiques (grès, grauwackes, métaconglomérats). Il s'agit souvent de boudins d'origine tectonique, cependant, l'aspect très dispersé de ces blocs, lithologiquement très variés (basaltes, diabases, gabbros, serpentinites) pourraient aussi être interprété comme une formation à blocs dans un olistostrome formé dans un environnement sédimentaire chaotique contrôlé par des processus tectoniques. Dans d'autres régions (Marvejols, Plateau d'Aigurande), les alternances leptyno-amphiboliques forment un ensemble cohérent, continu sur plusieurs kilomètres, d'alternances acides-basiques typiques d'un magmatisme bimodal formé en contexte extensif. La part relative et la signification géodynamique de ces deux types de CLA n'est pas encore clarifiée.

- La question des ophiolites – La présence de masses hectométriques à kilométriques de serpentinites (par exemple la klippe de la Bessenoits, le massif de la Lande dans le Limousin, ou les blocs du Mont-Mouchet, près de Saint-Flour), a conduit des auteurs à interpréter les CLA comme des ophiolites (Girardeau et al., 1986). Toutefois, il faut noter que certains termes de la série ophiolitique – radiolarites, coulées de basaltes avec des textures en coussins – manquent. En outre, même si des harzburgites existent, les roches ultrabasiques sont souvent des lherzolites avec une signature géochimique correspondant plutôt à un manteau infracontinental. Par ailleurs, quelques masses plurimétriques de péridotites serpentinisées s'observent aussi dans l'UIG (par exemple à Merly à l'Ouest de Limoges). Ainsi, les roches basiques et ultrabasiques des CLA ne correspondent pas à des séries ophiolitiques typiques, comparables à celle de la nappe du Semail en Oman (cf., par exemple, Les ophiolites en 180 photos). Une analogie avec la nappe des schistes lustrés à ophiolites des Alpes, dans laquelle les ophiolites sont des olistolithes dans des sédiments océaniques, est possible, mais pas clairement démontrée. Une autre possibilité est de considérer les CLA comme des marqueurs d'une croute continentale amincie, formée par des alternances de coulées et de sédiments détritiques à débris volcaniques. Une partie au moins des roches ultrabasiques résulterait de la cristallisation fractionnée d'un magma basique. Il est donc envisageable d'interpréter l'USG comme un domaine de transition océan-continent (TOC), ou Ocean-Continent Transition (OCT), ainsi que cela est décrit dans les marges continentales passives des océans actuels.

Outre cette pile tectonique de quatre unités – USG, UIG, UPA et Unité des Plis-et-Chevauchements – observable dans de nombreuses régions du Massif Central qui montre des gradients de déformation et de métamorphisme croissant du Sud vers le Nord, et de bas en haut de l'édifice, d'autres unités exposées dans le Limousin méridional et le Nord-Est du Massif Central (Morvan et Beaujolais) doivent également être considérées.

L'Unité de Thiviers-Payzac (UTP)

L'UTP occupe la position la plus élevée de l'édifice de nappes du Massif Central français (Figure 8). Elle surmonte tectoniquement l'USG, mais cette géométrie résulte de la superposition des évènements tectono-métamorphiques D1 (MP/MT, 385-375 Ma) et D2 (MP/MT, 360-350 Ma, voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques). Elle forme une bande allongée le long de la bordure Sud-Ouest du Massif Central, du Limousin au Quercy, vers Figeac, où elle est appelée « Unité de Leyme », mais elle est partiellement masquée par les formations du Permien, du Trias et du Jurassique du Bassin aquitain.

La localité type des « grès de Thiviers » se trouve au Sud-Ouest de Limoges, à proximité de la couverture mésozoïque des causses du Quercy. Au-delà du Sillon Houiller, la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance, bien que lithologiquement comparable à l'Unité Para-Autochtone, doit être rattachée à l'UTP sur la base de ses caractéristiques structurales et métamorphiques. En effet, l'UTP est formée de bas en haut par : i) des grès, grauwackes et silts d'âge édiacarien-cambrien qui contiennent des zircons détritiques dont les plus jeunes sont datés à 564±9 Ma (Melleton et al., 2010), ii) des ardoises et schistes sériciteux noirs (schistes de Donzenac), iii) des rhyolites, ignimbrites et du matériel volcano-sédimentaire acide datés de l'Ordovicien inférieur à 479±6 Ma (Melleton et al., 2010), iv) de quartzite blanc (dit du « Puy des Ages »), et v) des schistes noirs chloriteux d'âge ordovicien moyen à supérieur (Figure 12). Cette succession évoque pro-parte la série para-autochtone de l'Albigeois, avec des formations volcano-sédimentaires acides très développées. Dans la région de Thiviers, les méta-rhyolites, méta-ignimbrites et tufs appelés « porphyroïdes de Génis » appartiennent à l'UTP et non à l'Unité de Génis (voir ci-dessous). Dans la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance, on parle des « porphyroïdes de Réquista ».

La série sédimentaire de l'UTP est recoupée par un essaim filonien de roches basiques – métabasaltes, dolérites et amphibolites – orienté selon la direction NW-SE qui correspond à la direction structurale majeure du Limousin méridional. Des masses d'amphibolites et de méta-gabbros constituent le complexe basique d'Engastine. Malgré un métamorphisme régional développé dans le faciès schiste vert ou amphibolite (actinote-chlorite-biotite-épidote), des reliques de pyroxènes et de plagioclases, et des textures magmatiques sont encore préservées dans ces roches. L'âge de ce magmatisme basique est inconnu, il est supposé cambrien ou ordovicien.

Des méta-granites transformés en orthogneiss (Saut-du-Saumon et Corgnac dans le Limousin, d'Aynac dans le Quercy) forment des bandes allongées de 1 à 5 km et larges de quelques dizaines de mètres, intrusives dans les grès de Thiviers. La foliation subverticale porte une linéation minérale d'allongement marquée par l'étirement des clastes feldspathiques et des rubans de quartz. Cette déformation mylonitique est associée au jeu senestre du décrochement d'Estivaux (Roig et al., 1996 ; voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques). Deux isochrones Rb-Sr ont été réalisées à partir des orthogneiss du Saut-du-Saumon (Bernard-Griffith, 1975, Bernard-Griffith et al., 1977). L'âge à 477±22 Ma est interprété comme celui du protolithe granitique et l'âge à 361±9 Ma, établi uniquement à partir des faciès mylonitiques, est considéré comme celui de la déformation régionale D2. Des zircons de ce même orthogneiss donnent un âge U-Pb de 501±5 Ma considéré comme celui du magma granitique (Melleton et al., 2010).

Figure 12. Schéma structural des unités de Génis et de Thiviers-Payzac dans le Limousin méridional

Schéma structural des unités de Génis et de Thiviers-Payzac dans le Limousin méridional

Structuralement, l'UTP se distingue de l'Unité Para-Autochtone par sa position géométrique au-dessus de l'Unité Supérieure des Gneiss. Le chevauchement de l'UTP sur l'Unité Supérieure des Gneiss est exposé dans la vallée de la Côle (Sud Limousin, feuille de Thiviers au 1/50 000). L'UTP est déformée par l'évènement tectono-métamorphique D2 (MP/MT, 360-350 Ma, voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques).

L'Unité de Génis

Cette unité de taille très réduite (Figure 12) est formée de roches sédimentaires : pélites, silts, arkoses et conglomérats faiblement métamorphiques. Des séricitoschistes sont datés de l'Ordovicien par des acritarches et un bloc métrique de calcaire a livré des conodontes du Silurien supérieur-Dévonien inférieur (Guillot et Lefebvre, 1975). La partie supérieure de l'Unité de Génis est un complexe volcanique, plutonique et sédimentaire. La présence de gabbros à chimisme tholéiitique, pillow lavas, tufs basiques et radiolarites suggère que cet ensemble est un fragment d'une série ophiolitique démembrée. Les relations stratigraphiques ou tectoniques entre l'Unité de Génis et l'Unité sous-jacente de Thiviers-Payzac, ainsi que sa signification dans la chaine varisque du Massif Central ne sont pas établies.

L'Unité de la Brévenne

Dans le Nord-Est du Massif Central (Figures 8, 13), au Nord des Monts du Lyonnais et dans le Beaujolais, l'existence de roches basiques et ultrabasiques, associées à des laves acides (ou kératophyres) est connue de longue date (Peterlongo, 1960, Pin et al., 1982, Sider et Ohnenstetter, 1986). L'unité de la Brévenne est formée de laves basaltiques (parfois sous forme de pillow lavas), de diabases, gabbros, de péridotites serpentinisées, de roches volcano-sédimentaires basiques (grauwackes, grès à pyroxènes détritiques), de sédiments siliceux (argilites et radiolarites). Des amas de sulfures massifs, ont été anciennement exploités à Sain-Bel et à Chessy (Gaudry et Thomas 2019, Les mines de cuivre de Chessy-les-Mines, (Rhône) : des azurites parmi les plus belles du monde formées par interaction de grès carbonatés triasiques avec un amas sulfuré quasi-ophiolitique dévonien – Comparaison avec l'amas sulfuré voisin de Sain-Bel). Des granites albitiques (ou trondhjémites) sont également présents. Le chimisme tholéiitique des roches magmatiques s'accorde avec l'interprétation largement admise d'une série ophiolitique d'âge dévonien supérieur (Piboule et al., 1982, Pin et al., 1982). L'âge des protolithes est mal contraint. Les kératophyres donnent un âge U/Pb sur zircon à 365±10 Ma (Milesi et Lescuyer 1993, Pin et Paquette, 1997) qui est probablement un âge minimum car les roches acides sont plus tardives que les roches basiques.

Figure 13. 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.


La série de la Somme et le Dévono-Dinantien du Nord-Est du Massif Central français

La série sédimentaire de la Somme n'est connue que dans la partie Ouest du Morvan central (vers Bourbon-Lancy, Figures 8, 13). Il s'agit d'une succession de roches volcaniques (andésites, dacites, rhyodacites et rhyolites), et volcano-clastiques (grauwackes, conglomérats, pyroclastites, tufs), ainsi que d'amas sulfurés anciennement exploités à Chizeuil (Delfour et al., 1989). La série de la Somme n'est ni métamorphique ni déformée ductilement, elle est datée paléontologiquement du Dévonien supérieur (Frasnien-Famennien, 380-370 Ma), mais le contact de base de la série avec son substratum n'est pas connu. Des galets calcaires, d'âge dévonien inférieur à moyen (Emsien à Givétien, 407-385 Ma), remaniés dans le Carbonifère suggèrent que la base de la série de la Somme pourrait atteindre le Dévonien moyen. Les roches magmatiques présentent une signature géochimique calco-alcaline caractéristique d'un arc magmatique.

La série de la Somme est recouverte en discordance par des formations détritiques non métamorphiques et non déformées d'âge viséen inférieur. Des gneiss, éclogites et migmatites, appartenant à l'USG, sont connus dans la région d'Autun (Godard, 1990), mais les relations entre ces roches métamorphiques et celles de la série de la Somme sont inconnues. Malgré l'absence d'arguments de terrain, on admet que les roches sédimentaires du Dévonien reposent en discordance sur ce substratum métamorphique (Figure 13).

Les séries sédimentaires et volcaniques du Viséen

Dans le Nord-Est du Massif Central, le Viséen inférieur et moyen, daté par des brachiopodes et des crinoïdes, affleure sous forme de très petits lambeaux dans la Montagne bourbonnaise (séries de l'Ardoisière-Ferrières et de l'Aix) ou dans le Morvan méridional (séries de la Gresle) où elles sont représentées par des conglomérats à galets de radiolarites, des grès, des silts et des masses métriques à hectométriques de calcaires (Figure 13, Leistel, 1984). Les séries de la Gresle et de l'Aix contiennent aussi des laves, des tufs et des roches volcano-sédimentaires acides et basiques. La position de ces séries soit au contact avec des granites récents, soit en boutonnière sous la formation des “Tufs anthracifères” (voir ci-dessous), ne permet pas de préciser leurs relations avec le substratum. Par analogie avec l'unité de la Brévenne, où le Viséen inférieur et moyen est discordant sur les ophiolites, au Goujet, (Figure 13) on admet que les séries viséennes reposent en discordance sur les ophiolites de l'unité de la Brévenne et sur les séries d'arc de la série de la Somme. La source des galets de radiolarites noires dans les conglomérats du Viséen inférieur et moyen pourrait être l'unité de la Brévenne.

- La formation des « Tufs anthracifères » du Viséen supérieur – Cette formation n'existe que dans le Nord du Massif Central, où elle affleure sous forme de deux “bandes” dans le Morvan septentrional au Nord d'Autun et dans la région de Roanne (Figure 8). Vers l'Ouest, la formation des “Tufs anthracifères” se prolonge dans la Montagne bourbonnaise, puis au Sud de la région de la Sioule, et dans le Limousin septentrional, où elle forme la partie la plus profonde du bassin de Bosmoreau-les-Mines. Elle consiste en conglomérats à galets variés, notamment des fragments de roches métamorphiques et de granites, grès, silts avec des intercalations charbonneuses. Elle contient aussi des coulées volcaniques (rhyolites, dacites) et des filons de microgranites ou de dolérites. Elle est datée paléontologiquement du Viséen supérieur par des végétaux. Les datations radiométriques Rb/Sr et U/Pb vers 330 Ma (Leistel et Gagny, 1984, Bertaux et Rubiello, 1981, Binon, 1988, Gagny et al., 1989, Leloix et al., 1999, Bruguier et al., 1998) confirment cet âge fini-carbonifère inférieur. La formation des Tufs anthracifères repose en discordance sur certains granites (par exemple le massif de Saint-Gervais-d'Auvergne dans la Sioule) et également sur la série d'arc de la Somme ou sur les ophiolites de la Brévenne. La formation est donc un marqueur chronologique essentiel pour l'évolution tectonique du Massif Central car, dans le Nord du massif, elle scelle la déformation syn-métamorphe D2 (MP/MT, 360-350 Ma). Toutefois, il est important de remarquer que dans le Sud du Massif Central la déformation D3 (BP/BT, 345-320 Ma) des unités Para-Autochtone et des Plis-et-Chevauchements est synchrone du dépôt de la formation des Tufs anthracifères (voir article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques).

Les formations houillères

Les bassins houillers du Massif Central sont exploités au moins depuis le XVIIIe siècle. Il s'agit de petits bassins de conglomérats, grès, silts, cinérites, tufs et coulées volcaniques renfermant des niveaux centimétriques à métriques de charbon. Les couches du bassin de Saint-Étienne ont servi à définir le para-stratotype du Stéphanien, mais le nom de Gzhélien est actuellement préféré dans l'échelle internationale car il est établi à partir de séries marines plus continues que les dépôts lacustres ou fluviatiles du Massif Central. Les bassins houillers du Massif Central sont des bassins intramontagneux correspondant à d'anciens lacs ou des restes de rivières à débit irrégulier remaniant le substratum proche.

Ces formations gzhéliennes renferment de nombreux fossiles de ptéridophytes, de poissons et d'insectes ou de crustacés. Les fougères arborescentes typiques de la flore houillère indiquent, entre autres, un climat tropical humide (même si de rares fougères arborescentes actuelles existent sous climat non tropical). L'épaisseur cumulée des dépôts détritiques peut s'élever à plusieurs milliers de mètres. Dans le bassin des Cévennes, elle est estimée à plus de 5000 m. Cette importante sédimentation dénote une activité tectonique intense. Globalement, les bassins houillers du Massif Central sont soit des demi-grabens soit des pull-apart dont l'évolution tectonique relève de l'extension post-orogénique du Carbonifère terminal - Permien qui sera présentée dans l'article 2, La succession des évènements tectono-métamorphiques.

L'empilement des différentes unités litho-stratigraphiques

Ce panorama des principales unités et des formations sédimentaires clés du Massif Central permet de reconstruire la géométrie actuelle qui correspond à l'architecture finale. Ainsi que mentionné plus haut, les déformations post-permiennes se révèlent toujours très localisées et fragiles, de sorte que l'architecture observée reflète bien les évènements tectono-métamorphiques varisques.

Trois coupes schématiques d'échelle crustale, sub-méridiennes, illustrent la structure finie de la chaine varisque du Massif Central (Figure 9). Il s'agit de : A) une coupe Nord-Sud depuis le bassin d'avant-pays de la Montagne Noire au Sud jusqu'au Nord du pluton de la Margeride, B) une coupe Nord-Sud depuis l'unité des Plis-et-Chevauchement du Viganais jusqu'à la formation des Tufs anthracifères au Nord de l'Unité ophiolitique de la Brévenne , C) une coupe Nord-Sud depuis l'Unité de Thiviers-Payzac du Limousin méridional jusqu'au plateau d'Aigurande (Faure et al., 2009). Pour des raisons de clarté, ni les bassins houillers du Gzhélien, ni les déformations extensives D4 et D5 tardi- à post-orogéniques ne sont représentés sur les coupes.

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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