La géologie anté-permienne de la Montagne Noire (Sud du Massif Central)

Les terrains les plus anciens de la Montagne Noire sont représentés par des alternances de pélites et grès verts (appelés formation de Marcory). La partie supérieure de cette série renferme des fossiles d'éponges et de mollusques du Cambrien inférieur. Un âge édiacarien est donc probable pour la base de la formation de Marcory. Ces dépôts correspondent à une mer peu profonde recouvrant le Nord du mégacontinent Pannotia, plus précisément sa partie gondwanienne (Fig. 8) dont la bordure est structurée par la chaine cadomienne. Celle-ci est bien connue dans le Nord du Massif Armoricain, mais dans le Massif Central et les Pyrénées, il n'y a aucune preuve de tectonique cadomienne. Ainsi, en Montagne Noire, les dépôts d'âge néoprotérozoïque ne sont déformés que par la tectonique varisque au Carbonifère. Du point de vue mécanique, il n'existe pas de “socle tectonique” déjà structuré ou métamorphisé impliqué dans l'orogenèse varisque. En ce sens, la chaine varisque du Massif Central diffère de la chaine alpine dans laquelle un socle anté-permien est bien présent.

Source - © 2007 D'après Linneman et al., 2007

Figure 8. Carte paléogéographique montrant la place de la Massif Central et de Massif Armoricain dans la marge Nord du méga-continent Pannotia

Les séries de calcaires et dolomies du Cambrien inférieur et moyen qui succèdent aux dépôts terrigènes traduisent un environnement de plateforme carbonatée péri-gondwanienne. Celle-ci se développe également jusqu'en Asie du Sud-Est.

Dans le versant Sud, l'Ordovicien inférieur (Trémadoc) se caractérise par des alternances gréso-pélitiques et des conglomérats intra-formationnels évoquant des flyschs. Ils correspondent à des dépôts de plateforme externe avec des barres de tempête déposées sur une marge passive, on parle de contourites (Fig. 9A). Ces formations ne sont pas associées à une orogenèse mais à un rifting continental. Les données sédimentologiques (slumps, figures de base de bancs) traduisent un environnement de dépôt instable sur une pente.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 9. Photographies des principaux faciès de la Montagne Noire discutés dans le texte

A : alternances gréso-pélitiques (turbidites ou contourites) de l'Ordovicien inférieur ; B : discordance du Dévonien sur l'Ordovicien inférieur (le contact est renversé à cause de la tectonique) ; C : calcaire noduleux rouge du Dévonien supérieur (faciès “griotte”), noter aussi l'allongement NE-SW des nodules ; D : radiolarites noires (lydiennes) déformées dans un pli synschisteux ; E : alternances gréso-pélitiques (turbidites) du Viséen-Serpukhovien plissées par des plis droits kilométriques ; F : conglomérats intra-formationnels et alternances gréso-pélitiques plissées, le tronçonnement des bancs de grès peut être considéré comme une schistosité de fracture naissante.

L'Ordovicien supérieur et le Silurien manquent dans la quasi-totalité du versant Sud. Ces formations ont été érodées, mais elles existent dans le versant Nord de la Montagne Noire ou les Pyrénées. Dans les Pyrénées Orientales et en Sardaigne, on peut observer une discordance très nette entre l'Ordovicien inférieur et l'Ordovicien supérieur, même si les deux ensembles sont ultérieurement déformés lors de la tectonique varisque. En Montagne Noire, des conglomérats et grès du Dévonien inférieur (Lochkovien, vers 415 Ma) reposent directement en discordance sur les formations terrigènes de l'Ordovicien inférieur (Fig. 9B). Dans ces grès, les études sédimentologiques ont mis en évidence la présence de minéraux métamorphiques (grenat, tourmaline) issus de sources différentes de celles ayant alimenté les dépôts de l'Ordovicien. Il a été proposé que les sédiments détritiques du Dévonien inférieur proviendraient de l'érosion de reliefs formés à l'Ordovicien supérieur ou au Silurien (Quémart et al., 1993). L'analyse des zircons détritiques dans ces mêmes formations montre un pic d'âges compris entre 460 et 445 Ma. Ces données suggèrent l'existence d'un événement tectono-magmato-métamorphique à l'Ordovicien inférieur. La discordance du Dévonien inférieur documente l'existence d'un événement précoce dans le Massif Central, mais pas nécessairement une tectonique compressive. Il est actuellement bien accepté que c'est entre 490 et 470 Ma, que la croute continentale de la bordure Nord-gondwanienne est progressivement étirée du Sud vers le Nord lors d'un épisode de rifting. L'amincissement crustal s'accompagne d'une augmentation du flux de chaleur puisque le manteau remonte. Cette élévation de température, ainsi que l'abondance de fluides, constitue un contexte favorable à la production de magmas granitiques alcalins dans ce qui deviendra plus au Nord dans le Massif Central, l'Unité Inférieure des Gneiss. Un magmatisme bimodal, c'est-à-dire présentant à la fois des roches acides et basiques, se met en place dans ce qui deviendra les « complexes leptyno-amphiboliques » de l'Unité Supérieure des Gneiss (Fig. 1). Ce contexte s'accorde bien avec l'évolution géodynamique de la Montagne Noire qui appartient à la marge Nord-gondwanienne à l'Ordovicien inférieur.

Pendant le Dévonien, la sédimentation calcaire et dolomitique qui prédomine dans le versant Sud de la Montagne Noire et qui se poursuit dans les Pyrénées, indique un environnement stable de plateforme carbonatée. La succession lithologique change au passage Dévonien-Carbonifère (Fig. 7). Elle comprend du bas vers le haut les faciès suivants : i) des calcaires noduleux (connus sous le nom de “griotte” pour les calcaires rouges d'âge famennien, Fig. 9C, cf. Le Dévonien supérieur de la Montagne Noire : ses calcaires griottes, sa carrière de Coumiac avec sa dalle à goniatites et son GSSP Frasnien-Famennien, Saint-Nazaire-de-Ladarez et Cessenon-sur-Orb, Hérault) ; ii) des radiolarites noires à nodules phosphatés (appelées aussi “lydiennes”) à la base du Tournaisien (Fig. 9D) ; iii) des calcaires noduleux blancs et des calcaires siliceux ; iv) des alternances de grès et de pélites (Fig. 9E) avec des intercalations de conglomérats intraformationnels (Fig. 9F), ce sont des turbidites du Viséen supérieur au Serpukhovien (ou Namurien). Pour une description récente et détaillée, voir Vachard et al. 2017 dans la revue Géologie de la France.

Les calcaires noduleux sont généralement interprétés comme des dépôts de pente instable parcourue par de forts courants sous-marins. Ces faciès sont comparables au faciès “ammonitico rosso”, ou marbre de Guillestre, du Jurassique supérieur du domaine briançonnais des Alpes (cf. Le "marbre griotte" jurassique supérieur du Briançonnais, dit "marbre de Guillestre", et ses ammonites). La présence de radiolarites indique une profondeur importante du bassin, sans doute supérieure à 2000 m, sous la CCD (calcite compensation depth), même si cette limite dépend aussi du climat (température de l'eau de mer, upwellings…). La sédimentation terrigène caractérisée par des conglomérats intraformationnels à galets de calcaire ou de radiolarite, des plis synsédimentaires (ou slumps) et des olistolithes (ou blocs) de toutes tailles, du décimètre au kilomètre, de calcaire, grès, rares roches volcaniques au sein des turbidites indique une sédimentation contrôlée par des instabilités gravitaires sur des pentes. Les « écailles de Cabrières » sont aussi des olistolithes kilométriques transportés par des glissements gravitaires sous-marins du Nord vers le Sud et resédimentés dans le flysch. On parle alors d'olistostrome (Fig. 10A).

Source - © 2019 D'après Engel et al., 1980 / Michel Faure

Figure 10. Interprétation de la sédimentation chaotique du Viséen-Serpukhovien et modèle conceptuel de basin flexural d'avant-pays

Cette même succession lithologique Dévono-Carbonifère se retrouve depuis le versant Sud de la Montagne Noire jusque dans les Pyrénées centrales en passant par le massif du Mouthoumet et les Pyrénées Orientales, mais il existe un diachronisme des phénomènes tectono-sédimentaires puisque les turbidites sont de plus en plus jeunes du Nord-Est vers le Sud-Ouest. Le passage de la sédimentation de plateforme carbonatée au Dévonien à des dépôts terrigènes syn-orogéniques au Viséen supérieur-Serpukhovien correspond à un approfondissement du bassin lors de l'arrivée des plis couchés. Nonobstant, les turbidites du Viséen supérieur-Serpukhovien sont aussi impliquées dans la tectonique en plis couchés du versant Sud. Ce dispositif est classique dans les chaines de montagnes dans lesquelles les bassins d'avant-pays s'approfondissent sous l'effet de la surcharge due à la mise en place de nappes dans un domaine plus interne de la chaine. On parle de bassin flexural (Fig. 10B).

Dans le Massif Central, les dépôts du Carbonifère supérieur, représentés par des grès et conglomérats fluviatiles à passées de charbon, se trouvent dans de petits bassins : Saint-Étienne, Decazeville, Montluçon, Alès…, dans lesquels les couches de houille ont été exploitées jusqu'au milieu du XX^e siècle. Ces bassins, dits “intramontagneux”, car situés au cœur de la chaine, sont d'anciens lacs ou des tronçons de rivière. En Montagne Noire, ces roches détritiques remanient des granites et des roches métamorphiques. Dans le versant Sud, il n'existe que le petit bassin de Roujan-Neffiès près de Pézenas. Dans le versant Nord, le bassin houiller de Graissessac est un demi-graben dont le remplissage est contrôlé par la faille normale située sur la bordure Sud du bassin (Fig. 2) (cf. Couches de charbon dans un bassin de type limnique, ou encore Fossiles de troncs d'arbres dans une couche de charbon). Il se forme lors de la phase d'extension post-orogénique varisque.

La schistosité est une surface (souvent un plan) d'anisotropie qui confère à la roche un débit prédominant (schisteux ou ardoisier). Si on connait la polarité stratigraphique, c'est-à-dire le haut et le bas d'une strate, les relations entre la surface de stratification (S₀) plissée et la surface de schistosité (S₁) permettent de déterminer la vergence du pli (Fig. 11A, 12A). Le comportement mécanique (ou rhéologique) des roches contrôle la formation de la schistosité. Un exemple classique est la réfraction de schistosité (Fig. 11B).

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 11. Schémas théoriques de plis synschisteux et de leur vergence

A : cas général, dans le flanc normal, le pendage de la schistosité (S1) est plus fort que celui de la stratification (S0). Dans le flanc inverse, c'est le contraire.

B : réfraction de schistosité due à la rhéologie plus compétente d'un banc de grès.

L'application de cette règle simple permet de démontrer que les séries renversées du versant Sud de la Montagne Noire se sont déplacées du Nord vers le Sud au-dessus d'un autochtone ou para-autochtone lui-même déversé vers le Sud. Ce mouvement tectonique est en accord avec les déformations syn-sédimentaires des turbidites du Carbonifère (cf. chapitre précédent). On peut ainsi observer en Montagne Noire le passage entre la tectonique superficielle syn-sédimentaire dans le bassin d'avant-pays Viséen-Serpukhovien et la tectonique profonde ductile sous le front de schistosité. L'examen de la zone axiale montera le passage en profondeur vers les déformations synmétamorphes.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 12. Photographies de structures dans les plis couchés du versant Sud de la Montagne Noire

A : pli synschisteux du Moulin de Graïs déversé au Sud dans des calcaires dolomitisés du Dévonien (interprétation de l'affleurement : plis P1 replissé par P2, voir aussi la Fig. 13) ; B : plis isoclinaux (P1) replissés par des plis droits (P2) dans les turbidites de l'Ordovicien inférieur ; C : contact tectonique jalonné par des filons de quartz entre le Viséen “à l'envers” du pli couché inférieur (à gauche) et le Viséen “à l'endroit” du para-autochtone (à droite) ; D : pli en “tête plongeante” dans des calcaires dévoniens de l'unité des Monts de Faugères (interprétation à grande échelle, voir Fig. 10) ; E : pli surdéversé vers le Sud, les couches du Dévonien possèdent une schistosité de flanc normal alors que la série est renversée (Roquebrun) ; F : linéation d'allongement (L2) marquée par l'étirement des radiolaires dans les lydiennes du Tournaisien.

Les exemples suivants montrent que les relations S₀/S₁ doivent être appliquées avec précaution.

a) Plis en tête plongeante. Dans l'unité des Monts de Faugères, les plis synschisteux ont un plan axial incliné vers le Sud, dans le sens du déversement des plis. Les relations S₀/S₁ illustrées ci-dessus restent applicables, mais le style des plis est légèrement différent, on parle de “tête plongeante” (Fig. 12D).

b) Pli surdéversé. Dans le pli couché inférieur (du Mont Peyroux), près de Roquebrun, on observe aussi des plis synschisteux dont les relations S₀/S₁ semblent indiquer un déversement vers le Nord. Ce qui est peu plausible dans le contexte géologique de la Montagne Noire. L'interprétation retenue est de considérer que la schistosité est contemporaine d'un pli déversé vers le Sud mais qui affecte une série déjà renversée. Il s'agit donc d'un surdéversement (Fig. 12E).

La coupe du pli couché inférieur permet aussi d'analyser des plissements superposés à toutes les échelles. Sur l'affleurement, on observe des plis droits (P₂) replissant des plis isoclinaux (P₁) antérieurs (Fig. 12B). Ici l'observation est facilitée par l'absence de schistosité, mais on connait aussi des cas où des plis isoclinaux P₁ sont replissés par des plis droits synschisteux P₂ (Fig. 13). À l'échelle kilométrique, la série sédimentaire renversée du pli couché inférieur est replissée par des antiformes et synformes droits d'axe NE-SW. Il s'agit aussi de plis P₂.

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Figure 13. Schéma de plis isoclinaux replissés par des plis droits synschisteux ou non

L'existence de plis couchés dans les domaines externes (c'est-à-dire pas ou peu métamorphiques) des orogènes n'est pas rare. Dans les Alpes, ces structures sont connues en Savoie et en Suisse où elles ont été décrites sous le nom de « plis helvétiques » ou « nappes helvétiques ».

Un des grands apports de la microtectonique a été de montrer que la linéation d'allongement (ou d'étirement) des roches déformées ductilement pouvait être considérée comme la direction de transport de la matière car, à l'échelle des vitesses de déformation géologiques, les roches se comportent comme des fluides visqueux qui peuvent fluer. Par conséquent la direction de la linéation d'allongement et le sens de cisaillement associé devrait indiquer la direction et le sens de mise en place des plis couchés (Fig. 14). Cette relation entre microstructures et mégastructures a été démontrée dans les plis helvétiques des Alpes. Or, en Montagne Noire, la linéation d'allongement qui s'observe dans toutes les unités (plis couchés et para-autochtone) est orientée Nord-Est – Sud-Ouest (N50E à N80E), c'est-à-dire proche des axes des plis couchés. Ce problème a attiré l'attention des géologues depuis longtemps.

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Figure 14. Schéma théorique montrant les relations entre plissement, schistosité, linéation d'intersection et linéation d'allongement

En cas de plissement “modéré”, l'allongement est perpendiculaire à l'axe de pli. En cas de déformation intense, l'axe de pli se courbe, des plis en fourreau se forment et on arrive à des axes de pli qui s'alignent dans la direction de l'allongement. Ainsi, on a généralement une linéation d'allongement perpendiculaire à l'axe des plis, mais en cas de forte déformation on peut aboutir (avec tous les intermédiaires) à une linéation d'allongement parallèle aux axes de pli. On peut dire que la linéation d'allongement a “tourné” par rapport à la direction de l'axe des plis, même si dans les faits se sont les axes de plis qui “tournent” et tendent à se paralléliser avec la direction d'allongement en cas de déformation intense.

Dans la coupe de l'Orb, la linéation d'allongement, tout comme la schistosité qui la porte, apparait à partir du village de Ceps et se développe vers le Nord (Fig. 5). Cette linéation est marquée par l'étirement de galets dans les conglomérats, de nodules dans les calcaires ou de fossiles (crinoïdes, goniatites, radiolaires, Fig. 9C et 12D). Elle s'accompagne de cristallisations fibreuses de quartz en zones abritées (pressure shadows) autour de clastes et par l'apparition de mica blanc (séricite). Dans l'état actuel des connaissances, on considère que la linéation Nord-Est – Sud-Ouest de la partie Nord du versant Sud s'est formée en même temps que le dôme de la zone axiale (cf. chapitre suivant) et se surimpose aux plis couchés. Il faut mentionner que dans la partie méridionale du pli couché supérieur (ou unité de Camplong-Poussarou, Fig. 2) il existe un allongement subméridien peu marqué qui pourrait être attribué à la déformation contemporaine de la mise en place des plis couchés. D'une manière générale, dans le versant Sud, une linéation Nord-Sud contemporaine de la formation des plis couchés est très faiblement développée.

La formation de plis couchés kilométriques demeure une question mal comprise en tectonique. En effet, il est difficilement concevable que les séries sédimentaires déposées horizontalement puis renversées sur près de 15 km aient été verticalisées “en bloc”, simultanément avant d'être renversées. Il faut donc considérer que le renversement des couches s'est propagé à la manière d'un tapis qui se plisse et se renverse peu à peu. Ceci implique que toutes les couches se sont progressivement enroulées en passant par la charnière des plis, puis se sont déroulées pour devenir à l'envers. Un tel mécanisme requiert des déformations importantes et irréversibles des roches à toutes les échelles, mais en Montagne Noire, elles ne sont pas observées. Néanmoins les expériences analogiques conduites par J. Malavieille montrent qu'un tel mécanisme est possible, mais le détail des processus dans les matériaux naturels reste inconnu.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 15. Panorama du contact, appelé “queue de cochon” entre le flanc inverse du pli couché inférieur (Mont-Peyroux) et le flanc inverse du pli couché supérieur (Pardailhan)

Les boudins de calcaire dévonien qui marquent ce contact appartiennent au pli couché supérieur.

Une autre question actuellement sans réponse concerne le flanc normal du pli couché inférieur. Ainsi qu'on peut l'observer dans le panorama de la rive droite de l'Orb à Vieussan (Fig. 15), la base du pli couché supérieur, formé des séries renversées du Cambrien et de l'Ordovicien, est jalonnée par des boudins de calcaire dévonien, appelée “queue de cochon” par B. Gèze à cause de son aspect cartographique. Sous ce contact tectonique, la série renversée de l'Ordovicien appartient au pli couché inférieur. Il faut donc considérer que soit tout le flanc normal du pli couché inférieur s'est enroulé puis déroulé pour former le flanc inverse, soit celui-ci a été partiellement érodé pour donner les olistolithes du bassin d'avant-pays et/ou cisaillé vers le Sud. Dans ce cas, il se trouverait sous la plaine du Languedoc (Fig. 16).

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 16. Schémas théoriques explicatifs de la disparition du flanc inverse du pli couché inférieur de la Montagne Noire avant la mise en place du plis couché supérieur

Deux processus sont invoqués pour expliquer l'absence de flanc normal dans l'unité du pli inférieur : 2A renversement complet du flanc normal, ou 2B cisaillement du flanc normal, avant la mise en place par contact tectonique, par la suite, de l'unité sus-jacente, l'unité du pli couché supérieur.

En conclusion, dans le versant Sud de la Montagne Noire, l'analyse microtectonique permet de préciser l'architecture des séries sédimentaires renversées et déformées en plis couchés plurikilométriques sur environ 15 km, mis en évidence par la cartographie. Le déversement des plis couchés est du Nord vers le Sud. Cette déformation correspond à la première phase de déformation (D₁) de la Montagne Noire. Mais il existe une deuxième phase de déformation D₂, bien développée dans la partie Nord des plis couchés. À l'échelle de l'affleurement, D₂ se caractérise aussi par une linéation minérale et d'étirement Nord-Est – Sud-Ouest. Les plis droits, observés à toutes les échelles, d'axe Nord-Est – Sud-Ouest et qui reprennent les séries déjà renversées par les plis couchés D₁, appartiennent aussi à la phase D₂. Toutes les structures D₂ sont contemporaines de la formation du dôme de la zone axiale dont l'étude fait l'objet de la partie suivante de cet article.

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Figure 17. Photographies des lithologies et structures de la zone axiale de la Montagne Noire

A : gneiss œillé (méta-granite) déformé ductilement, les queues de recristallisation asymétriques des feldspaths potassiques indiquent un cisaillement dextre, observation dans le plan horizontal, perpendiculaire à la foliation et parallèle à la linéation d'allongement ; B : migmatite à nodules de sillimanite orientés dans la direction NE-SO (L2) ; C : migmatite rubanée (métatexite) avec poches claires de granite d'anatexie, les tâches vertes sont des amas de cordiérite ; D : migmatite avec leucosomes quartzo-feldspathiques (parties claires) et mélanosome biotitique (partie sombre) correspondant à la partie non fondue (restite) ; E : granite à biotite (pluton de Montalet) déformé par des plans de cisaillement et une foliation au mur de la faille normale des Monts de Lacaune ; F : pli isoclinal (P1) métrique dans l'encaissant des gneiss oeillés ; G : pli isoclinal (P1) replissé par un pli droit (P2).

Dans la zone axiale, on reconnait plusieurs grands types de roches métamorphiques et plutoniques. Ici on retiendra les ensembles suivants.

En outre, il faut distinguer les migmatites (souvent à sillimanite et cordiérite, Fig. 17C, D) qui sont des roches partiellement fondues formées à partir des divers protolithes ortho- ou para-dérivés. Le passage entre les gneiss, les migmatites et les granites d'anatexie est progressif. Lorsque le taux de fusion est important, la roche se rapproche d'un granite et l'identification du protolithe peut devenir délicate. La formation des migmatites est très dépendante de l'augmentation de température et à ce titre ces roches peuvent être considérées comme le terme ultime d'un métamorphisme de haute température.

Les orthogneiss, très répandus, sont des granites déformés et métamorphisés. Il est maintenant bien établi que les orthogneiss de la zone axiale, comme tous ceux du Massif Central, dérivent de plutons granitiques, de l'Ordovicien (entre 470 et 450 Ma) ou plus rarement du Cambrien (vers 550 Ma). Il est donc clair qu'ils ne représentent pas un socle précambrien comme cela avait été supposé. Ces plutons, souvent porphyriques, sont donc quasi-contemporains ou légèrement plus jeunes que les formations terrigènes de l'Ordovicien inférieur observées dans le versant Sud, mais ils représentent la manifestation magmatique profonde du même phénomène de rifting de la marge Nord-gondwanienne. L'âge des protolithes des séries métamorphiques paradérivées n'est pas connu, il est bien sûr antérieur à l'âge des plutons. Les métapélites et métagrauwackes sont probablement du Néoprotérozoïque ou du Cambrien, pro parte équivalent à la formation de Marcory. Les niveaux de marbre seraient comparables aux calcaires du Cambrien.

L'examen de la carte géologique de Montpellier au 1/200 000 (Fig. 2) montre la disposition en enveloppes concentriques avec une enveloppe externe micaschisteuse, une enveloppe interne gneissique, et un cœur migmatitique et granitique. Contrairement aux plutons dont le contact avec l'encaissant est net, le passage entre les migmatites et le granite à cordiérite du Laouzas est progessif. On parle de « granite à bords diffus » ou granite d'anatexie. La fusion étant rarement totale, il existe au sein des migmatites de nombreuses restites qui correspondent aux roches réfractaires ayant totalement ou partiellement échappé à la fusion. La cartographie détaillée des restites dans les migmatites de la zone axiale fait apparaitre de nombreuses bandes de métapélites, de quartzites ou de marbres pouvant, selon M. Demange, représenter des plis hectométriques à kilométriques.

La coupe classique des gorges d'Héric qui se situe dans la continuité septentrionale de la coupe de l'Orb, permet d'avoir une bonne idée de la structure du massif du Caroux (Fig. 5 et 7). Les orthogneiss œillés, ou métagranites ordoviciens déformés, y sont très développés. Plus au Nord sur la même coupe, affleurent des paragneiss et des micaschistes qui correspondent à l'encaissant des granites. De rares masses d'amphibolites à grenat chloritisé se révèlent être des éclogites très rétromorphosées formées à partir de filons basiques également d'âge ordovicien. Les gneiss sont recoupés par de nombreux filons de granite et de pegmatite plissés ou boudinés. Cette coupe ne montre pas de migmatites ou de granites d'anatexie mais on en trouve des blocs dans le ruisseau d'Héric.

La foliation des roches métamorphiques, d'abord à fort pendage Sud, devient presque horizontale vers le Nord. Elle permet de reconnaitre la mégastructure kilométrique en antiforme du massif du Caroux. La coupe des gorges d'Héric montre donc un granite ordovicien et son encaissant pélitique, respectivement transformés en orthogneiss et en micaschiste puis plissés en antiforme (Fig. 4). La foliation porte plusieurs types de structures linéaires. On distingue : i) une linéation d'étirement bien marquée par l'allongement des “yeux” des orthogneiss qui sont des mégacristaux de feldspath potassique du granite initial ; ii) une linéation minérale, car les minéraux constitutifs des gneiss (par ex. biotite) sont recristallisés dans une direction préférentielle ; iii) une linéation de crénulation, car la surface de foliation est microplissée à l'échelle millimétrique ou centimétrique. Toutes ces linéations sont parallèles et orientées Nord-Est – Sud-Ouest. La cinématique indiquée par l'asymétrie des yeux feldspathiques est ambigüe. Un sens dextre semble souvent exprimé (Fig. 17A), mais des critères de cisaillement senestre sont également présents.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 18. Filons de granite plissés ou boudinés selon leur orientation dans les plis P2 de la zone axiale de la Montagne Noire (Gorges d'Héric)

Les deux types de structures sont formées lors d'une même déformation.

La foliation est déformée par deux phases de plissement. La première D₁ est représentée par des plis isoclinaux (P₁) bien visibles dans les micaschistes (Fig. 17F). La seconde D₂ replisse la foliation et les plis isoclinaux P₁ en plis droits P₂ d'axes Nord-Est – Sud-Ouest (Fig. 17G). La linéation de crénulation, parallèle aux axes des plis P₂, est contemporaine de la déformation D₂. Les nombreux plis droits formés durant la déformation D₂, caractérisés par des axes Nord-Est – Sud-Ouest déforment aussi les filons granitiques. Certains filons sont plissés avec les mêmes axes et des plans axiaux subverticaux. En outre, d'autres filons sont boudinés selon la direction Nord-Est – Sud-Ouest (Fig. 18). Cette observation permet de bien réaliser qu'une même phase de déformation (ici D₂) peut s'exprimer dans l'espace par différentes structures. Dans le cas de la zone axiale, un raccourcissement Nord-Ouest – Sud-Ouest et un allongement Nord-Est – Sud-Ouest contemporains vont permettre à la fois le plissement et le boudinage des filons selon leur orientation initiale.

Ainsi, l'interprétation structurale la plus simple de la zone axiale de la Montagne Noire est de considérer qu'elle résulte de deux événements principaux. La phase D₁ est responsable de la formation de plis isoclinaux, équivalents profonds des plis couchés observés dans les séries sédimentaires. L'événement D₂ est responsable du “doming” de la zone axiale dans des conditions de haute température pouvant aller jusqu'à l'anatexie. Les hypothèses sur la formation du dôme de la zone axiale sont présentées ci-dessous. Les phases D₁ et D₂ sont respectivement contemporaines des plis couchés et des plis droits du versant Sud.

Comme la déformation, l'évolution métamorphique de la zone axiale est polyphasée. Dans l'enveloppe externe, on constate l'apparition successive de porphyroblastes de biotite, grenat, andalousite, cordiérite dans la foliation (Fig. 19B). Les isogrades de ces minéraux index des micaschistes se disposent en lignes concentriques en accord avec la structure en dôme. Il faut noter que la chlorite et la biotite apparaissent déjà au Sud de l'enveloppe micaschisteuse du dôme, dans les roches sédimentaires du para-autochtone et de la partie la plus septentrionale des plis couchés ce qui montre bien l'antériorité de ceux-ci par rapport au dôme. La proximité des isogrades (biotite, grenat, cordiérite, andalousite, sillimanite) indique un important gradient de température. Avant d'atteindre la fusion, les orthogneiss s'enrichissent en muscovite et sillimanite. L'anatexie crustale donnant naissance aux migmatites est progressive du fait de l'augmentation de température et aussi selon l'importance des fluides. Ainsi, le métamorphisme le mieux représenté dans la zone axiale est un événement de haute température/basse pression (HT/BP) allant jusqu'à la fusion crustale avec formation de migmatites puis de granites d'anatexie.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 19. Photographies de lames minces de paragenèses métamorphiques de la Montagne Noire

A : éclogite rétromorphosée, le grenat (noir) est entouré d'une symplectite à diopside-plagioclase formée lors de la rétromorphose de l'éclogite ; B : micaschiste à biotite-grenat-staurotide de l'enveloppe externe du dôme ; C : micaschiste à biotite-grenat-sillimanite-cordiérite (kinzigite) en restite dans les migmatites de la zone axiale.

Dans les migmatites, on rencontre des masses restitiques de métapélites à biotite-grenat-sillimanite-cordiérite, appelées kinzigites (Fig. 19C). Il s'agit de granulites de basse pression correspondant aux minéraux réfractaires non fondus alors que les liquides silicatés ont migré pour produire les migmatites et les granites d'anatexie.

Par ailleurs, certaines roches basiques comme celles observées dans les gorges d'Héric, sont des éclogites, le plus souvent rétromorphosées en amphibolites, dans lesquelles le grenat et l'omphacite sont parfois reconnaissables (Fig. 19A). Les protolithes de ces roches sont des roches basiques d'âge ordovicien contemporaines du plutonisme granitique. Ces éclogites ne sont pas compatibles avec le métamorphisme de HT/BP, mais témoignent d'une évolution antérieure dans des conditions de haute pression-moyenne température (HP/MT). On peut supposer que les orthogneiss et une partie de leur encaissant ont également connu les conditions d'un métamorphisme de HP/MT, mais les minéraux caractéristiques ont entièrement disparu lors de l'évolution métamorphique ultérieure.

Dans les protolithes pélitiques de l'enveloppe externe, on rencontre aussi des porphyroblastes de grenat, staurotide, et plus rarement de disthène, formés lors d'une évolution prograde, c'est-à-dire à pression et température croissantes. Cette évolution est antérieure au métamorphisme de HT/BP. Elle est à rapporter à l'histoire précoce, précédant le dôme de la zone axiale. Les micaschistes de l'enveloppe externe ne sont jamais migmatitiques.

Source - © 2019 D'après Demange, 1985 ; Faure et al. 2014 ; Whitney et al., 2015 ; Rabin et al., 2015 ; Fréville et al. 2016 ; Trap et al., 2017

Figure 20. Trajets P-T-t suivis par les différents ensembles lithologiques de la zone axiale de la Montagne Noire

Le trajet prograde des éclogites n'est pas documenté. Les conditions thermo-barométriques à 725±25°C et 1,4 GPa (Whitney et al. 2015) sont probablement plus réalistes que celles établies par Demange (1985). Les micaschistes de l'enveloppe externe ne sont jamais migmatitiques. L'âge de la migmatisation reste encore débattu, entre 325 et 315 Ma, mais il est antérieur à l'âge des plutons post-migmatitiques compris entre 315 et 300 Ma.

En conclusion, on peut donc identifier deux grandes étapes métamorphiques dans la zone axiale. Un premier évènement de haute pression/moyenne température (HP/MT), préservé uniquement sous forme de reliques, est surimposé par un second évènement de haute température-basse pression (BP/HT). Bien qu'encore préliminaires, les études thermo-barométriques permettent de tracer des trajets P-T pour les différentes lithologies (pélitiques, quartzo-feldspathiques, basiques) selon leur position au sein du dôme de la zone axiale (Fig. 20). Le trajet prograde des éclogites n'est pas documenté. Les conditions thermo-barométriques du climax métamorphique à 725±25°C et 1,4 GPa (Whitney et al. 2015) sont probablement plus réalistes que celles établies par Demange (1985). L'âge de la migmatisation reste encore débattu (voir paragraphe suivant consacré aux contraintes géochronologiques).

Source - © 2019 Montmartin et al. Figure 21. Données thermométriques dans le versant Sud de la Montagne Noire, température Carte des températures obtenues par spectométrie Raman de la cristallinité de la matière carbonée dans les séries sédimentaires du versant Sud (74 données ponctuelles). Ces données Raman représentent la température maximum enregistrée par la matière carbonée. Les températures sont attribuées au dôme de la zone axiale. La thermicité associée à la tectonique des plis couchés n'a pas été préservée.

Source - © 2019 Montmartin et al. Figure 22. Données thermométriques dans le versant Sud de la Montagne Noire, isothermes Carte synthétique des isothermes obtenue par krigeage bayésien (méthode d'interpolation géostatistique limitant la variance). Les isothermes définissent un gradient de température décroissant du NO vers la SE qui suit la partie externe du dôme et qui recoupe les contacts tectoniques des plis couchés. Ces données Raman représentent la température maximum enregistrée par la matière carbonée. Les températures sont attribuées au dôme de la zone axiale. La thermicité associée à la tectonique des plis couchés n'a pas été préservée.

Par ailleurs, l'étude de la cristallinité de la matière organique par spectrométrie Raman est une méthode récemment utilisée pour estimer la température des roches faiblement métamorphiques. Une telle étude a été conduite dans les roches sédimentaires pélitiques du versant Sud. Les résultats montrent un gradient thermique décroissant du Nord-Ouest vers le Sud-Est (Fig. 21). Les isothermes suivent la géométrie du dôme de la zone axiale et ne sont pas modifiés par les structures de nappes du versant Sud (Fig. 22). Ce résultat montre que la température maximale enregistrée par la matière organique, même à grande distance de la zone axiale, est influencée par les événements thermiques post-nappe.

Plusieurs études récentes apportent des données radiométriques sur les granites et les roches métamorphiques de la zone axiale. Toutes les méthodes employées, U/Pb sur zircon et sur monazite, U-Th/Pb chimique sur monazite, Ar/Ar sur micas, Rb/Sr ou Sm/Nd sur roche totale, indiquent des âges du Carbonifère (Viséen à Gzéhlien). Il existe cependant des différences d'âge importantes selon les minéraux datés et les méthodes mises en œuvre.

Les granites à biotite et muscovite tardi- à post- migmatitiques permettent de contraindre la limite supérieure de la migmatisation. Des datations ICP-MS U-Pb sur monazite des granites des Martys, du Soulié et d'Anglès (Fig. 2) donnent respectivement des âges de 314±4 Ma, 306±4 Ma, et 305±1 Ma (Trap et al., 2017), plus récents que les âges chimiques U-Th/Pb sur monazite compris entre 325 et 318 Ma (Faure et al. 2010). Dans l'Est de la Montagne Noire, le granite du Vialais qui recoupe les migmatites a fourni plusieurs âges sur zircon et monazite : 327±5 Ma sur zircon (U/Pb ; Matte et al., 1998), 320±3 Ma sur monazite (U-Th/Pb ; Faure et al., 2010), et de nombreuses dates U/Pb ICP-MS, 315±11 Ma, 304±2 Ma, 303±10 Ma, 301±2 Ma, 299±4 Ma, sur zircon et monazite (Roger et al., 2015).

Les migmatites et les granites d'anatexie à cordiérite du Laouzas donnent également des âges U-Pb, par la méthode ICP-MS sur monazite, à 312±2 Ma, 307±2 Ma, 305±2 Ma, et 302±2 Ma (Trap et al., 2015) identiques à ceux des granites qui les recoupent. Des âges chimiques U-Th/Pb sur monazite sont nettement plus anciens, compris entre 333±7 et 325±7 Ma (Faure et al., 2010).

Des mesures non isotopiques (U-Th/Pb) sur les monazites des micaschistes et des kinzigites indiquent deux groupes d'âges à environ 320 Ma et 355-340 Ma (Faure et al., 2014). Des âges ICP-MS sur monazite de micaschistes à biotite-grenat-staurotide de l'enveloppe du dôme fournissent des âges à 312±2 Ma et 309±3 Ma (Trap et al., 2017). Les âges ³⁹Ar/⁴⁰Ar obtenus sur des micaschistes similaires de l'enveloppe du dôme sont compris entre 300 et 290 Ma (Maluski et al., 1991).

Enfin, les blocs d'éclogite inclus dans les migmatites ont donné des âges U/Pb respectivement sur zircon et rutile à 314 et 311 Ma (Faure et al., 2014, Whitney et al., 2015) et un âge Sm/Nd à 357±9 Ma (Faure et al., 2014). Ces âges sont diversement interprétés. Certains auteurs considèrent que le métamorphisme de haute pression se produit vers 315 Ma, c'est-à-dire en même temps que la migmatisation. Mais d'autres auteurs considèrent que l'âge du métamorphisme est plus ancien, vers 350 Ma, et que les âges jeunes reflètent les événements thermiques (magmatiques et métamorphiques) et possiblement aussi des circulations hydrothermales. Cette seconde interprétation est privilégiée ici car il parait difficile de produire simultanément et au même endroit, des roches de HP et des roches de HT. Un diachronisme des événements métamorphiques s'accorde mieux avec la déformation polyphasée décrite plus haut.

Source - © 2011 J.C. Poilvet et al.

Figure 23. Datation du granite à biotite de Montalet mylonitisé dans le mur de la faille des Monts de Lacaune

Images cathodoluminescence de zircons datés en ICP-MS par la méthode U-Pb et âges obtenus (Poilvet et al., 2011).

Les âges à 295±3 Ma sont obtenus sur des surcroissances de zircon ayant des cœurs à 321±3 Ma (A) et 508±5 Ma (C). Une interprétation est que l'âge permien (295 Ma) correspond au magmatisme granitique. Une autre interprétation est que lors de la mylonitisation, les zircons du granite de Montalet, dont un faciès non-mylonitique plus au Sud est daté vers 324 Ma (Faure et al., 2011), ont connu un événement hydrothermal responsable des surcroissances. L'âge à 295 Ma est celui d'un jeu permien de la faille des Monts de Lacaune.

J.-C. Poilvet, M. Poujol, P. Pitra, J. Van Den Driessche, J.-L. Paquette, 2011. The Montalet granite, Montagne Noire, France: an Early Permian syn-extensional pluton as evidenced by new U–Th–Pb data on zircon and monazite, C. R. Geoscience, 343, 454–461.

En outre, le rôle des processus hydrothermaux ne doit pas être sous-estimé. Des datations U-Pb sur monazite et zircon de la bordure mylonitique d'un granite à biotite (pluton de Montalet, Fig. 17E) donnent des âges à 295 Ma (Permien). Les images en cathodoluminescence des zircons datés par ICP-MS par la méthode U-Pb (Fig. 23) montrent que les âges à 295±3 Ma sont obtenus sur des surcroissances de zircons ayant des cœurs à 321±3 Ma (Poilvet et al., 2011). Une interprétation est que l'âge permien des surcroissances correspond au magmatisme granitique.

Une autre interprétation est que lors de la mylonitisation, le granite de Montalet, daté sur zircon à vers 324 Ma plus au sud (Faure et al., 2011), a connu un événement hydrothermal responsable des surcroissances des zircons. L'âge à 295 Ma est celui d'un jeu permien de la faille des Monts de Lacaune mais pas celui du magmatisme.

Ce panorama des données géochronologiques récentes de la zone axiale montre bien les problèmes posés par l'interprétation des données analytiques de plus en plus nombreuses et précises. De nombreux paramètres, température de blocage, taille de grain, taux de diffusion des éléments radiogéniques, etc, influent fortement sur les âges obtenus qui doivent être interprétés avec prudence. Fréquemment, l'âge obtenu est celui de la fermeture du chronomètre isotopique ou celui de circulations fluides et pas nécessairement celui de la cristallisation du minéral. Une discussion approfondie de cette question fondamentale sort du cadre de cet article. Dans l'état actuel des connaissances, la chronologie relative est bien contrainte mais des efforts restent à faire pour mieux comprendre la signification des nombreuses données radiométriques.

La zone axiale a fait l'objet de nombreuses interprétations tectoniques. Quatre grands types de modèles peuvent être retenus (Fig. 24).

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 24. Différents modèles de mise en place du dôme migmatitique de la zone axiale de la Montagne Noire

A : modèle diapirique (Faure et Cotterau, 1988) ; B : modèle extensif (Brun et Van den Driessche, 1994) ; C : modèle compressif (Mattauer et al, 1996 ; Matte et al., 1998) ; D : modèle transpressif (Echtler et Malavieille, 1990 ; Franke et al., 2011).

- Modèle diapirique (Fig. 24A). Ce premier modèle initialement proposé par Schuilling (1962) et repris ensuite (Faure et Cotterau, 1988 ; Soula et al., 2001 ; Charles et al., 2009), propose que la mise en place des migmatites serait contrôlée par leur faible densité et le contraste de viscosité avec l'encaissant métamorphique. L'ascension des roches fondues est donc favorisée par leurs propriétés rhéologiques. Les structures résultant de la déformation D₂ seraient pro parte dues à la pression horizontale crée par la cristallisation des roches fondues.

- Modèle extensif (Fig. 24B). Dans les années 1990, la tectonique extensive dans les orogènes était très populaire. À l'instar des basins and ranges des USA, la zone axiale a été interprétée comme un “metamorphic core complex” ou “dôme extensif”. La faille de Graissessac serait une faille normale ductile à faible pendage, ou faille de détachement, qui permettrait l'exhumation des zones profondes (Van Den Driessche et Brun, 1992 ; Brun et Van Den Driessche, 1994).

- Modèle compressif (Fig. 24C, D). Une autre hypothèse considère que les foliations à fort pendage des roches métamorphiques de la zone axiale résulteraient d'un raccourcissement NO-SE et d'un étirement NE-SO simultané. La zone axiale serait donc un anticlinal de foliation (Mattauer et al., 1996).

- Modèle transcurrent (Fig. 24E, F). D'autres auteurs, privilégiant les linéations NO-SE du dôme, proposent que les migmatites de la zone axiale se mettraient en place dans un pull-apart dextre orienté NE-SO, associé à un raccourcissement NO-SE, serait responsable de la structure en dôme (Echtler et Malavieille, 1990 ; Franke et al., 2011).

Dans l'état actuel des connaissances, les seules preuves d'extension concernent la faille de Graissessac qui est clairement une structure postérieure au dôme de la zone axiale. Ainsi l'hypothèse extensive pour la mise en place de ce dôme semble la moins convaincante. Tous les auteurs s'accordent sur l'existence simultanée d'un raccourcissement NO-SE et d'un étirement NE-SO pendant la formation du dôme. Par ailleurs, il est évident que la rhéologie et la température élevée des migmatites et des magmas granitiques facilitent une ascension de ces roches fondues au sein d'un encaissant métamorphique solide. Un mécanisme combinant raccourcissement NO-SE, coulissage dextre et diapirisme serait sans doute le plus acceptable mais les proportions relatives de chacun de ces processus restent encore à établir.

Un modèle synthétique de formation de la Montagne Noire à l'échelle crustale est présenté ci-dessous (Fig. 25). Il est bien sûr critiquable par certains aspects, notamment pour les contraintes chronologiques qui restent encore imprécises.

Source - © 2019 Michel Faure

Figure 25. Un modèle possible de formation de la Montagne Noire à l'échelle crustale

A : Vers 350-345 Ma, subduction intracontinentale. Le Sud du Massif Central se caractérise par une tectonique vers le Sud. Dans la croute supérieure sédimentaire, des plis et des chevauchements se développent en progressant du Nord vers le Sud. La croute moyenne est enfouie à des profondeurs suffisantes (environ 50 km) pour produire un métamorphisme de HP/BT (métamorphisme M₁). Pendant cette subduction continentale, les granitoïdes du Cambrien-Ordovicien sont transformés en orthogneiss (déformation D₁).

B : Vers 340-325 Ma, des plis couchés se forment dans les séries sédimentaires du versant Sud. Une partie de ces séries est resédimentée sous forme d'olistolithes dans le bassin d'avant-pays. Dans la croute moyenne, le métamorphisme de HT/BP et la fusion crustale commencent à se développer.

C : Vers 320-315 Ma, les plis couchés du versant Sud et de la zone axiale sont redéformés par des plis droits (déformation D₂). Le métamorphisme de HT/BP (M₂) et la fusion crustale donnant naissance aux migmatites et granites se développent très largement.

1) Une subduction intracontinentale se produit vers 350-345 Ma. À cette époque, de la Margeride aux Cévennes, le Sud du Massif Central, se caractérise par une tectonique compressive vers le Sud. Dans la croute supérieure sédimentaire, des plis et des chevauchements se développent en progressant du Nord vers le Sud. La croute moyenne est enfouie à des profondeurs suffisantes (environ 50 km, voire d'avantage) pour produire un métamorphisme de HP/BT (métamorphisme M₁). Pendant cette subduction continentale, les granitoïdes du Cambrien-Ordovicien sont transformés en orthogneiss (déformation D₁).

2) La mise en place des plis couchés du versant Sud se produit entre 330 et 325 Ma. Les séries sédimentaires du Paléozoïque du versant Sud sont structurées en grands plis couchés kilométriques. Une partie de ces séries est resédimentée sous forme d'olistolithes dans le bassin flexural d'avant-pays. Dans la croute moyenne, bien que non documentés, des plis couchés pourraient se développer également dans la zone axiale. Le métamorphisme de HT/BP et la fusion crustale commencent à se développer.

3) La fusion crustale va donner naissance au dôme granito-migmatitique de la zone axiale. Les plis couchés du versant Sud et de la zone axiale sont redéformés par des plis droits (déformation D₂) vers 320-31 Ma. Le métamorphisme de HT/BP (M₂) et l'anatexie donnent naissance aux migmatites et granites très abondantes dans le dôme de la zone axiale.

Une des questions encore mal résolues dans ce phénomène de fusion crustale est celui de l'origine du flux de chaleur nécessaire pour fondre des volumes importants de roches. Bien que souvent invoquée, la chaleur apportée par les éléments radiogéniques (Th et U) de la croute continentale semble insuffisante. Il faut donc envisager une contribution du manteau asthénosphérique selon des processus mal compris comme la délamination lithosphérique ou « l'érosion convective ». La discussion de ces phénomènes sort du cadre de cet article.