Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 2/3 – Évènements tectono-métamorphiques successifs

Connues depuis la fin du XIX^e siècle, notamment par les travaux de Lacroix et de ses élèves, les roches de haute pression (HP) se rencontrent principalement dans les klippes formant l'Unité Supérieure des Gneiss (USG) du Massif Central. Il s'agit de boudins de métabasites et plus rarement d'ultrabasites inclus dans des gneiss plagioclasiques (ou gneiss gris, ou métagrauwackes) souvent migmatisés. Les éclogites de la zone axiale de la Montagne Noire ne relèvent pas de cet évènement D0.

Les cœurs des textures coronitiques d'origine magmatique, préservées dans certaines éclogites, indiquent que les protolithes sont souvent des gabbros, mais des protolithes basaltiques, doléritiques et volcano-sédimentaires sont également probables. Les assemblages métamorphiques varient selon la lithologie du protolithe. Bien que souvent rétromorphosées en amphibolites à grenat, les métabasites renferment des symplectites (imbrications minéralogiques fines de phases minérales distinctes) à clinopyroxène-plagioclase issues de la déstabilisation de l'omphacite (Lasnier, 1968, Briand, 1973, Santallier, 1975, Santallier & Floc'h, 1978, 1979, Nicollet et Leyreloup, 1978, Lardeaux et al., 1989, 2001, Mercier et al., 1989, Berger et al., 2010, Lardeaux, 2014). On distingue ainsi des éclogites à omphacite-quartz-rutile-zoïsite, des éclogites à disthène, des éclogites à coésite. Des assemblages à corindon et saphirine sont connus dans le Haut-Allier (Lasnier et Marchand, 1982). Certaines roches se situent dans le faciès des granulites de haute pression, il s'agit de roches à grenat-clinopyroxène (diopside) ou pyrigranites, et de roches à clinopyroxène (diopside)-orthopyroxène alumineux-plagioclase-grenat ou pyriclasites.

On reconnait aussi des ultrabasites dont les plus grandes masses se trouvent dans la klippe de la Bessenoits en Rouergue, dans le Limousin central (La Lande, Merly), le Haut-Allier (Mont-Mouchet), les Monts du Lyonnais (Bois des Feuilles). Il s'agit de lherzolites ou de harzburgites très serpentinisées. Les péridotites du Bois des Feuilles dans les Monts du Lyonnais contiennent une paragenèse à grenat-spinelle (Lardeaux et al., 1989). Les roches du faciès des schistes bleus sont rares dans le Massif Central. Elles sont décrites en Rouergue dans la klippe de Najac (Delor et al. 1986).

Du fait de leur composition chimique et de leur degré d'hydratation, les roches quartzo-feldspathiques sont plus facilement rétromorphosées et les assemblages de HP ne sont pas bien identifiés. On observe des textures coronitiques de grenat autour de biotite ou de clinopyroxène cristallisé à partir de hornblende magmatique constituant des critères de reconnaissance de métamorphisme de HP développé à partir de protolithes magmatiques. Dans le Rouergue, la klippe du Vibal, appartenant à l'USG, contient un orthogneiss granodioritique d'âge cambrien qui est métamorphisé dans des conditions du faciès granulite de haute pression (Burg et Leyreloup, 1989, Morel et al., 2003).

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Figure 2. Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivis par les Unités Supérieure et Inférieure des Gneiss lors des événements éo-varisques D0 et D1

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

Des études détaillées ont permis de déterminer dans ces roches de haute pression des gradients géothermiques compris entre 7 et 15°C/km et un pic de pression de 3 GPa compatible avec un enfouissement à plus de 90 km (Lardeaux et al. , 2001, Berger et al., 2005, Lardeaux, 2014, Figure 2). Néanmoins, les trajets P-T sont ambigus car le synchronisme entre les pics de pression (P_max) et de température (T_max) n'est pas établi. Les éclogites du Massif Central indiquent des conditions de P_max comprises entre 2 et 3 GPa et de T_max entre 700 et 750°C. Les granulites de HP atteignent des valeurs de 1,5 GPa et 800-850°C. On peut donc proposer qu'après avoir passé le pic de pression, certaines éclogites ont été partiellement réchauffées. Ces conclusions s'appliquent également aux roches de HP du Massif Armoricain. Actuellement, il existe très peu de données sur les microstructures planaires ou linéaires développées dans les éclogites pendant l'évènement D0.

L'âge de l'évènement précoce de HP, D0, encore appelé éo-varisque, reste discuté (Pin et Peucat, 1986, Lardeaux 2014). Dans le Sud-Est du Massif Central, les datations U-Pb sur des populations de zircons éclogitiques indiquent des âges à 415±6 Ma (Pin et Lancelot, 1982) et 432±20 Ma (Ducrot et al., 1983). Dans le Limousin, une datation de monograins de zircon par la méthode U-Pb (ICPMS) donne un âge à 421±10 Ma (Berger et al., 2010). Un travail récent sur une éclogite du Limousin donne des âges U-Pb ICPMS sur zircon à 405±2 Ma. Le chronomètre Sm-Nd sur des métagabbros de la klippe de la Bessenoits fournit un âge à 408±7 Ma (Paquette et al., 1995) et un âge Pb-Pb, par la méthode d'évaporation de zircon, à 413±23 Ma (Paquette et al. 1995). Le cœur de monazites donne un âge U-Th-Pb à 415±15 Ma. Des éclogites rétromorphosées de la klippe de Najac ont cependant fourni des âges isochrones Lu-Hf et Sm-Nd respectivement de 383±1 Ma et 377±3 Ma, alors que l'âge de l'apatite tardive cristallisée dans les fractures de grenat est de 369±13 Ma (Lotout et al., 2018). Les études géochronologiques les plus récentes indiquent plutôt des âges du Dévonien supérieur - Carbonifère inférieur. L'interprétation des données géochronologiques reste toutefois toujours délicate car le comportement des chronomètres isotopiques dans les minéraux vis-à-vis de la déformation et des fluides hydrothermaux reste très mal apprécié. Il est difficile de déterminer si les âges obtenus reflètent bien le pic de pression ou indiquent déjà un intervalle temporel rétrograde du trajet P-T. En particulier, les âges à ~ 380 Ma des éclogites de Najac (Lotout et al., 2018) pourraient dater leur exhumation, car les calculs des isochrones Lu-Hf et Sm-Nd prennent en compte la hornblende cristallisée lors de la rétromorphose des roches de HP. Il est intéressant de noter que ces âges du Dévonien supérieur (385-375 Ma) et Carbonifère inférieur (~ 360 Ma) sont similaires à ceux obtenus respectivement pour les évènements tectono-métamorphiques D1 et D2.

L'exhumation de la racine crustale de la chaine éo-varisque enfouie à des profondeurs mantelliques lors de l'évènement D0 est accommodée par des phénomènes structuraux, métamorphiques et anatectiques regroupés sous le terme d'évènement D1. Structuralement, D1 est le premier évènement identifié sur le terrain par la foliation majeure, S1, souvent à faible pendage, et par la linéation minérale et d'allongement, L1, orientée NE-SW, associée à une cinématique de la partie supérieure vers le Sud-Ouest (Figure 3). Dans le Massif Central, L1, reconnue à la fois dans l'USG et l'UIG, est interprétée comme l'indication du chevauchement de l'USG sur l'UIG (Monts du Lyonnais, Plateau d'Aigurande, Limousin, Sioule, Haut Allier, Artense, Rouergue, cf. Lardeaux et Dufour, 1987, Rolin et Quenardel, 1980, Floc'h, 1983, Nicollet, 1978, Burg et al., 1984, Faure et al., 1993, 2005).

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Figure 3. Schéma structural des massifs armoricain, central et des Vosges localisant les roches de haute pression et les données structurales et géochronologiques des événements D0 et D1

Les métabasites du complexe leptyno-amphibolique de l'USG connaissent une décompression isotherme. Les éclogites et les granulites de HP sont rétromorphosées en amphibolites à grenat et en amphibolites banales (Santallier, 1976, Santallier et al., 1994, Mercier et al., 199, Berger et al., 2010, Lardeaux, 2014). Les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur amphiboles donnent des âges compris entre 379 et 385 Ma pour cette rétromorphose (Costa et Maluski, 1988, Boutin et Montigny, 1993).

En revanche, les roches pélitiques (paragneiss et micaschistes) et quartzo-feldspathiques (orthogneiss) hydratées sont partiellement fondues pour donner naissance à des migmatites à biotite-sillimanite-muscovite±grenat±cordiérite, appelées « migmatites M_I » (Faure et al., 2009a, Figure 2). Des restites d'orthogneiss encore reconnaissables dans certaines migmatites témoignent de l'histoire polyphasée de l'UIG et de l'USG. Il s'agit des granites du Cambrien ou de l'Ordovicien, mis en place lors des phases de rifting pré-orogénique, qui ont été déformés et “orthogneissifiés” lors des évènements D0 et D1, puis partiellement fondus à la fin de D1. À de très rares exceptions, comme la métagranodiorite de Pomeyrols dans la klippe du Vibal en Rouergue, les orthogneiss n'ont pas conservé la trace de l'évènement D0. Cette absence peut être due soit à une oblitération complète des paragenèses de HP, soit au fait que ces roches n'ont effectivement jamais été profondément subductées dans les conditions du faciès éclogite. Si cette dernière interprétation est acceptable pour l'UIG, elle est difficilement recevable pour l'USG car orthogneiss et métabasites appartiennent au même ensemble magmatique bimodal contemporain du rifting pré-orogénique. Dans les premiers stades de l'anatexie M_I, la présence de grenat et feldspath potassique, la déstabilisation du disthène en sillimanite et du rutile en ilménite et l'absence de muscovite primaire traduisent des conditions de pression de 0,9 à 1 GPa et de température de 700 à 750°C. La fusion se poursuit ensuite dans des conditions de plus basse pression et température, respectivement de 0,4-0,6 GPa et 650-700°C au fur et à mesure de l'exhumation de l'USG et de l'UIG (Floc'h, 1983, Mercier et al., 1992, Roig et Faure, 2000, Bellot et Roig, 2007, Lardeaux, 2014). Les données radiométriques U-Pb sur zircon et Rb-Sr sur roche totale et minéraux indiquent des âges compris entre la fin du Dévonien moyen (Givétien), vers 386 Ma, et le début du Dévonien supérieur (Frasnien), vers 375 Ma (Dufour, 1982, Duthou, 1977, Duthou et al. 1994, Lafon, 1986, Feybesse et al., 1996, Cocherie et al., 2005, Faure et al., 2008). Les migmatites M_I du Morvan, contiennent des amphibolites à grenat, des éclogites rétromorphosées, des péridotites à spinelle (Godard, 1990). Ces roches affleurent près d'Autun à proximité de la série sédimentaire et volcanique dévonienne (Frasnien, ~ 380 Ma) de la Somme (Delfour 1989, Faure et al., 1997). Ces observations suggèrent que l'UIG et l'USG étaient placées dans des conditions supracrustales dès la fin du Dévonien. Les modélisations numériques indiquent que l'anatexie qui accompagne l'exhumation d'une croute continentale se déclenche environ 20 à 30 Ma après le pic de pression. Cet intervalle de temps s'accorde bien avec le cycle éo-varisque : rifting – subduction continentale – exhumation décrit ci-dessus.

L'évènement D2 est bien identifié dans le Limousin (Floc'h, 1983, Floc'h et al., 1977, Girardeau et al., 1986, Friedrich et al., 1988), le Rouergue, le Haut Lot, le Nord des Cévennes, les Monts du Lyonnais, le Haut-Allier, la Sioule, le Chavanon, le plateau d'Aigurande (Kornprobst et Poulain, 1972, Briand, 1978, Briand et Gay, 1978, Pin, 1980, Burg et al., 1984, 1989, Delor et al.,1987, Quenardel et Rolin, 1984, Duguet et Faure 2004 , Duguet et al. 2007, Faure et al., 1990, 1993, 2005, Figure 1). Dans toutes ces régions, D2 concerne l'UIG, l'Unité de Thiviers-Payzac et ses équivalents, et, dans une moindre mesure, l'USG et les fenêtres septentrionales de l'Unité Para-autochtone : plateau d'Aigurande, Sioule, Chavanon, Dronne, Châteauneuf-la-Forêt. En revanche, la phase D2 n'existe jamais dans l'Unité Para-Autochtone du Sud-Est du Massif Central français (Cévennes, Albigeois méridional).

Pétrographiquement, le métamorphisme D2 est bien enregistré dans les protolithes alumineux. Les micaschistes à biotite-grenat-staurotide±disthène sont les roches les plus représentatives du métamorphisme D2. Cet assemblage barrowien prograde indique des conditions thermo-barométriques de 600 à 750°C et 0,6-0,9 GPa (Bellot et Roig, 2007, Duguet et al., 2007, Do Couto et al., 2016, Figure 4).

Une linéation minérale d'allongement systématiquement orientée NW-SE associée à une cinématique vers le NW de la partie supérieure est l'élément structural caractéristique de l'évènement D2 (Figure 5). Notons que cette orientation ne s'accorde pas avec le modèle tectonique privilégiant une propagation de la déformation du Nord vers le Sud depuis les domaines très métamorphiques méso- et cata-zonaux de l'USG jusqu'aux régions à très faible métamorphisme anchizonal comme le versant Nord de la Montagne Noire et du Viganais (Arthaud et Matte, 1977).

Source - © 2005 D'après Faure et al. [48] Figure 4. Trajets synthétiques Pression-Température-temps suivi par les Unités Supérieure des Gneiss, Inférieure des Gneiss, Para-Autochtone et Thiviers-Payzac pendant l'événement D2 et plutonisme de type Guéret tardi-Guéret

Source - © 2005 D'après Faure et al. [48] Figure 5. Schéma structural des Massifs Armoricain, Central et des Vosges localisant les données structurales, magmatiques et géochronologiques de l'événement D2

Les datations radiométriques ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur biotite, muscovite et amphibole dans la série du Lot donnent des âges compris entre 358±4 Ma et 340±4 Ma (Costa, 1989). Des âges comparables, autour de 350-346 Ma, sont mesurés sur les biotites de l'orthogneiss du Pinet (Maluski et Monié, 1988), dans la Série du Lot (Costa, 1989), et dans les Monts du Lyonnais (Costa et al., 1993). Un âge ³⁹Ar/⁴⁰Ar à 354±5 Ma sur biotite et muscovite a également été obtenu dans la série du Chavanon (Gébelin et al., 2007). Les monazites synfoliales contemporaines du métamorphisme barrowien fournissent des âges chimiques U-Th-Pb identiques dans les barres d'erreur, compris entre 365±5 et 357±4 Ma dans le Sud Limousin (Melleton et al., 2009). Dans la série de la Sioule, les âges U-Th-Pb sur monazite varient entre 363±5 Ma et 351±5 Ma (Do Couto et al., 2016).

Bien que métamorphisées dans des conditions de basse à moyenne pression et basse température (faciès des schistes verts et amphibolite inférieur), les ophiolites de la Brévenne sont déformées ductilement lors de leur charriage vers le Nord-Ouest sur les gneiss d'Affoux, formés de paragneiss, d'orthogneiss et de migmatites contenant des blocs d'amphibolites à grenat. Ces roches, équivalentes à l'Unité Supérieure des Gneiss, ont connu une rétromorphose pendant leur exhumation avant la tectonique responsable du charriage ophiolitique (Faure et al., 1997, Leloix et al., 1999). Cette observation est un argument important pour montrer que la mise en place des ophiolites de la Brévenne relève d'une tectonique plus récente que celle responsable d'une partie des évènements tectono-métamorphiques reconnus dans l'USG et l'UIG, attribuée à D1. Les métagabbros et métabasaltes sont mylonitisés selon une linéation d'allongement SE-NW (Leloix et al., 1999, Faure et al., 2005, Figure 6). Cette déformation syn-métamorphe est rapportée à l'évènement D2 car elle est scellée par la discordance du Viséen inférieur au Goujet (Julien, 1896).

Dans le Sud Limousin, l'empilement de l'USG sur l'UIG est replissé par l'antiforme de Tulle et le synforme d'Uzerche (Figure 7). Ces unités montrent deux orientations de linéation. La famille précoce de direction NE-SW est contemporaine d'un métamorphisme à biotite-muscovite-plagioclase±sillimanite associé à une cinématique vers le Sud-Ouest. Elle est à rattacher à l'évènement D1. La seconde famille de direction NW-SE et à cinématique vers le Nord-Ouest est contemporaine d'un métamorphisme barrowien à biotite-grenat±staurotide attribuée à l'évènement D2.

Source - © 1999 D'après Leloix et al. [89] Figure 6. L'unité de la Brévenne A : Schéma structural. Les flèches rouges représentent les linéations d'allongement avec le sens de cisaillement vers le NW développé pendant l'événement D2. Les flèches bleues représentent les linéations d'allongement associées au décrochement limitant l'unité de la Brévenne et les Monts du Lyonnais. B : Coupe interprétative de la nappe ophiolitique de la Brévenne. Le chevauchement des séries ophiolitiques est scellé par la discordance du Goujet.

Source - © 2000 Roig et Faure [112] Figure 7. Carte du Limousin méridional Les granites datés du Carbonifère inférieur correspondent au pluton d'Estivaux, le long du décrochement senestre éponyme et aux plutons de Chanteix et de Sainte-Fortunade au cœur de l'antiforme de Tulle.

Source - © 1996 D'après Roig et al. [113] Figure 8. Schéma structural des unités de Génis et de Thiviers-Payzac dans le Limousin méridional

Source - © 1996 D'après Roig et al. [113] Figure 9. Coupes des unités de Thiviers-Payzac et de Génis montrant une foliation subverticale formée lors du jeu sénestre du décrochement d'Estivaux Le granite d'Estivaux est déformé le long de la faille. Cette déformation synmétamorphe est attribuée à l'événement D2 (voir Figure 8 pour la localisation de la coupe).

Les Unités de Thiviers-Payzac et de Génis, montrent une foliation subverticale et une linéation d'allongement subhorizontale formée lors du jeu senestre du décrochement d'Estivaux (Roig et al., 1996, Figures 7, 8, 9). L'ensemble des formations de l'Unité de Thiviers-Payzac est métamorphisé dans le faciès amphibolite lors de l'évènement D2. Le granite Tournaisien d'Estivaux est déformé lors de sa mise en place.

Plus généralement, les granites syncinématiques, à biotite±cordiérite, de type Guéret (voir article 3, Les phénomènes magmatiques), présentent une orientation préférentielle magmatique, caractérisée par une foliation plate et une linéation NW-SE compatible avec l'évènement D2 (Figure 10, Bouchez et Jover, 1986). Ces plutons datés à 355±5 Ma (zircon, U-Pb, ICPMS) (Berthier et al., 1979, Cartannaz et al., 2006) se sont mis en place à la fin de l'évènement D2 (Roig et al., 1996, Faure et al., 2005). Ces âges tournaisiens sont en bon accord avec les données stratigraphiques puisque le granite de Guéret et, à l'Est du Sillon Houiller, le massif de Saint-Gervais d'Auvergne et son encaissant métamorphique de la Sioule, sont recouverts en discordance par des formations terrigènes et calcaires du Viséen inférieur (345-340 Ma) et des formations volcano-sédimentaires des Tufs anthracifères du Viséen supérieur (330 Ma). Les granites tournaisiens du cœur de l'antiforme de Tulle (Chanteix, Sainte-Fortunade, Albussac), possèdent également des structures planaires et linéaires syntectoniques développées à la fin de l'évènement D2, pendant la mise en place des plutons de type Guéret (Figure 11, Roig et al., 1996).

Source - © 1986 Jover [74] 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 (voir détails dans le texte).

Source - © 1998 Roig et al. [114] Figure 11. Bloc diagramme interprétatif des structures planaires et linéaires développées lors de la mise en place des granites de Chanteix et Sainte-Fortunade du cœur de l'antiforme de Tulle (voir Figure 19), et de la déformation des filons contemporains Le raccourcissement selon les axes Y et Z plisse les filons. L'allongement selon X produit du boudinage ou l'ouverture de filons en fente de tension.

– Le métamorphisme inverse – L'évènement barrowien D2 se caractérise par une inversion des isogrades métamorphiques reconnue depuis longtemps (par exemple, Jung et Roques, 1936, Richard, 1938, Roques, 1941, Delorme et Emberger, 1949, voir revue in Lardeaux, 2014). Ce métamorphisme inverse a été étudié dans la série du Haut Lot (Kornprobst et Poulain, 1972, Briand 1978, Briand et Gay, 1978, Pin 1980, Burg et al., 1984, 1989, Figure 12), dans la série de la Sioule (Grolier, 1971, Grolier et al., 1980, Figure 13), et le plateau d'Aigurande (Rolin et Quenardel, 1980, Quenardel et Rolin, 1984, Figure 14). Dans toutes ces séries, les isogrades apparaissent en position renversée, avec de bas en haut, successivement des métapélites à chlorite, biotite, grenat ; staurotide ; disthène (± sillimanite). Des gneiss à biotite-sillimanite ± disthène et des migmatites occupent toujours la partie supérieure de l'ensemble. Cette inversion des isogrades a été initialement interprétée comme la conséquence de plis couchés pluri-kilométriques post-métamorphes. Plus récemment, par analogie avec l'Himalaya, le métamorphisme inverse a été considéré comme le résultat du charriage d'une unité supérieure chaude sur une unité inférieure plus froide (Mattauer et Etchecopar, 1976, Burg et Matte, 1978, Briand, 1978, Rolin et Quénardel, 1980). C'est cet « effet de fer à repasser » qui serait responsable dans l'UIG de la décroissance de température du haut vers le bas à partir du chevauchement basal de l'USG. Cependant, il est important de noter que l'inversion des isogrades biotite, grenat, staurotide ne concerne que l'UIG, car dans les chloritoschistes et micaschistes sériciteux, appartenant à l'Unité Para-Autochtone, il n'y a pas de continuité géométrique du métamorphisme inverse. En outre, le métamorphisme barrowien D2 est daté du Tournaisien (360 Ma), alors que dans le Sud-Est du Massif Central, le chevauchement de l'USG sur l'UIG est plus tardif, daté du Viséen inférieur. À Marvejols, les granites syn-cinématiques mis en place dans la zone du chevauchement fournissent des âges à 345-344 Ma (Pin et Lancelot, 1982), plus récents que l'évènement D2. Le métamorphisme barrowien D2 est associé à des cisaillements vers le Nord-Ouest, alors que le chevauchement de l'USG sur l'UIG est dirigé vers le Sud comme en témoigne la linéation d'allongement observée, par exemple, dans les mylonites de Marvejols (Pin, 1979, Faure et al., 1979). Même restreint à l'UIG, le phénomène de métamorphisme inverse reste mal compris.

Source - © 1984 - 2004 - 2009 D'après Burg et al. [19], Joly (non publié), Legendre et al. [88] Figure 12. Schéma structural et isogrades metamorphiques de la série du Lot L'isograde de la biotite étant très proche du contact tectonique entre les Unités Para-autochtone et Inférieure des Gneiss, les deux contacts n'ont pas été séparés.	Source - © 1993 - 2016 D'après Faure et al. [52], Do Couto et al. [37] Figure 13. Schéma structural et coupe de la série de la Sioule montrant les déformations superposées résultant des événements D1, D2, D4, et les données géochronologiques Le métamorphisme inverse résulte de déformations polyphasées.
Source - © 1980 - 1984 - 1990 D'après Rolin et Quenardel [116], Quenardel et Rolin [109], Faure et al. [58] Figure 14. Carte structurale du Plateau d'Aigurande montrant la superposition tectonique des unités métamorphiques de haut en bas : USG, UIG et UPA, donnant l'impression d'un “métamorphisme inverse”

À l'échelle crustale, l'évènement D2 pourrait être interprété comme un déplacement vers l'Est de l'Unité Para-Autochtone et de son substratum inconnu par rapport à l'UIG et l'USG déjà structurées lors de l'orogenèse éo-varisque. Ce serait donc une sorte de sous-charriage. L'évènement D2 est la phase majeure de l'orogenèse varisque correspondant à la collision entre Laurussia au Nord et Gondwana au Sud. Il est reconnu depuis longtemps sous le nom de « phase bretonne » dans le Massif Armoricain (Rolet, 1982, Faure et al., 2017). La discussion approfondie de ce phénomène sort du cadre de cet article limité à la chaine varisque du Massif Central.

L'évènement tectono-métamorphique D3 est le dernier qui accompagne un épaississement de la marge gondwanienne dans le Massif Central, après la collision varisque réalisée lors de la phase D2. D3 est localisé dans le Sud du Massif Central.

Dans le Nord du Massif Central, au Nord du pluton de la Margeride, les roches déjà structurées et métamorphisées par les évènements précoces, D0, D1 et D2, sont souvent rétromorphosées dans le faciès des schistes verts pendant D3. Dans le Nord Limousin (massif de Guéret), la Sioule, le Morvan, les Vosges, les séries métamorphiques ont déjà été exhumées dès le Viséen inférieur (cf. ci-dessus l'évènement D2). La formation d'âge viséen supérieur des Tufs anthracifères (Figure 1) est un marqueur essentiel pour décrypter l'évolution tectono-métamorphique de la chaine varisque.

L'évènement compressif D3 est bien développé dans les Cévennes, la Châtaigneraie, le Rouergue occidental et le Sud Millevaches (Figure 1). Dans les Cévennes, la foliation à faible pendage Nord, porte une linéation d'allongement L3, N-S à N50E, bien exprimée dans les niveaux quartzo-feldspathiques ou les métaconglomérats (Figure 15). Ces structures plano-linéaires sont à l'origine du « modèle himalayen » (Mattauer et Etchecopar, 1976). Les critères cinématiques indiquent majoritairement un cisaillement de la partie supérieure vers le Sud (ou vers le Sud-Ouest, Arnaud et Burg, 1993, Faure et al., 2001). On rattache aussi à un incrément tardif de l'évènement D3 les plis syn-foliaux d'axe E-W à NW-SE, déversés vers le Sud (Faure et al., 2001). Ces déformations ductiles syn-métamorphes sont contemporaines de l'empilement d'unités litho-tectoniques et de la répétition des séries quartzo-felspathiques et micaschisteuses (Brouder, 1968, Arthaud et Matte, 1977, Mattauer et Etchécopar, 1976, Brouder in Faure et al., 2009a, Arnaud, 1997, Faure et al., 2001, 2009b).

Source - © 2001 Faure et al. [50] Figure 15. Schéma structural des Cévennes montrant l'architecture de nappe et les éléments structuraux planaires (foliation) et linéaires associés à l'événement D3 (L3) La linéation L2 dans la région de Marvejols correspond à l'événement D2.

Source - © 1996 - 2001 D'après Rakib [110], Faure et al. [50] Figure 16. Carte des isogrades biotite, grenat et sillimanite dans l'Unité Para-Autochtone des Cévennes Ces isogrades recoupent les contacts des nappes formées lors de l'événement D3 et sont recoupés par les plutons granitiques mis en place pendant D4. Ce métamorphisme de HBT/BP se produit donc entre les déformations D3 et D4, mais on ne connait aucune structure associée.

Les micaschistes de l'Unité Para-Autochtone des Cévennes ont connu un métamorphisme de BP/BT dans les faciès des schistes verts et amphibolite inférieur (Rakib, 1996). Du Sud-Est vers le Nord-Est, dans la même séquence pélitique, on observe la zonation métamorphique suivante : i) chlorite-chloritoïde-albite, ii) chlorite-biotite-muscovite-feldspath potassique, iii) grenat-chlorite-oligoclase, iv) grenat-biotite. Les conditions thermo-barométriques estimées sont de 450 à 580°C et 0,3 à 0,6 GPa (Rakib, 1996, Arnaud, 1997). En outre, l'existence de biotite et de grenat post-foliaux suggèrent que l'Unité Para-Autochtone des Cévennes a connu un poly-métamorphisme. Le métamorphisme D3, synchrone de l'épaississement a été en partie effacé par un évènement thermique post-nappe. Les isothermes relatifs à ce second évènement sont obliques sur la foliation régionale et les contacts tectoniques de nappe (Figure 16, Faure et al., 2001). À l'Est de la faille de Villefort, en Cézarenque, où l'évènement thermique post-nappe semble absent, les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur biotite et muscovite indiquent des âges compris entre 340 et 325 Ma, considérés comme ceux du métamorphisme D3 (Caron, 1994). Dans les Cévennes centrales, les âges ³⁹Ar/⁴⁰Ar sur les biotites post-foliales sont à environ 325 Ma. L'origine de cette pulsation thermique reste mal comprise. Une possibilité est de considérer que ce métamorphisme serait lié à un dôme migmatitique comparable, mutatis mutandis, à celui de la zone axiale de la Montagne Noire ou à celui du Velay méridional (voir ci-dessous).

Dans l'Albigeois et le Viganais, la déformation ductile à cinématique vers le Sud-Est contemporaine d'un métamorphisme de faciès schiste vert (Guérangé-Lozes et Burg, 1990). Des mesures de la cristallinité du graphite par spectrométrie Raman donnent des températures d'environ 300°C.

L'Unité des Plis-et-Chevauchements, tectoniquement sous-jacente à l'Unité Para-Autochtone des Cévennes, est déformée par des plis à vergence Sud, parfois syn-schisteux, mais quasiment exempts de métamorphisme (faciès prehnite-pumpelliyte). Les plis couchés du versant Sud de la Montagne Noire sont les structures emblématiques des déformations D3 dépourvues de métamorphisme associé (pour plus de détail voir Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire). Dans les séries paléozoïques du versant Sud de la Montagne Noire, les températures mesurées par la cristallinité de l'illite, la couleur d'altération des conodontes, les inclusions fluides et la cristallinité de la matière organique par spectrométrie Raman sont de l'ordre de 250°C à 300°C (Engel et al., 1981, Guiraud et al., 1981, Wiederer et al., 2002, Montmartin et al., 2019). Ces températures anchizonales obtenues dans des pélites carbonées du Paléozoïque du versant Sud de la Montagne Noire ne sont pas directement liées aux plis couchés, mais plutôt à la mise en place du dôme granitique et migmatitique de la zone axiale qui se développe à la fin ou après l'évènement D3.

L'âge de l'évènement D3 évolue du Nord vers le Sud. À Marvejols, la zone mylonitique, qui jalonne le contact chevauchant de l'USG sur l'UIG, contient des boudins de pegmatite datée du Viséen à 345±10 Ma (Pin et Lancelot, 1982). Dans les Cévennes, les datations ³⁹Ar/⁴⁰Ar donnent des valeurs comprises entre 340-330 Ma pour des biotites et muscovites de la Cézarenque, et 325-320 Ma pour des biotites de la métadiorite d'Aire-de-Côte et des muscovites dans la série micaschisteuse (Caron, 1994). Ainsi, dans les Cévennes centrales, un âge autour de 325 Ma pour la déformation syn-métamorphe D3 est probable. En Montagne Noire, l'âge de la tectonique syn-sédimentaire est fixé par celui des turbidites dans lequelles se mettent en place les plis couchés au Serpukhovien ou au Bashkirien (320 Ma - 315 Ma).

– Le problème du métamorphisme de MP à HP/BT en Montagne Noire : D2 ou D3 ? – Les migmatites du dôme de la zone axiale de la Montagne Noire et de son enveloppe micaschisteuse, développées lors d'un métamorphisme de HT et BP au Carbonifère supérieur, contiennent aussi des reliques d'un ou plusieurs évènements métamorphiques de plus haute pression. Les migmatites renferment des blocs d'orthogneiss, paragneiss, marbres, amphibolites et éclogites (Demange, 1985, Demange et Léger 1980, Demange et Gattoni, 1978, Demange et Jamet, 1985). Les métapélites à biotite-grenat ± staurotide de l'enveloppe du dôme renferment de rares reliques de disthène (Bouchardon et al., 1979, Fréville et al., 2016). Les zircons des éclogites donnent un âge U-Pb vers 311-312 Ma (Faure et al., 2014, Whitney et al., 2015) ce qui est incompatible avec l'âge de l'anatexie de la zone axiale. Une datation Sm-Nd, mal contrainte, de la même éclogite indique un âge à 357±9 Ma. En outre, des monazites incluses dans les biotites des kinzigites donnent des âges chimiques U-Th-Pb à 357±13 Ma et 352±10 Ma. Ainsi, dans l'état actuel des connaissances, l'âge du métamorphisme précoce dans la Montagne Noire serait plus proche de l'évènement D2 que D3. Ce métamorphisme de haute à moyenne pression et moyenne température serait associé à des plis isoclinaux d'échelle centimétrique à métrique. Dans la zone axiale, l'existence de plis couchés kilométriques de style pennique a été proposée (Demange 1975, Alabouvette et al., 2003) mais pas prouvée. Si leur existence est confirmée, ces structures synmétamorphes précoces pourraient correspondre à un stade profond et plus ancien que celui ayant formé les plis couchés du Serpukhovien au Baskirien du versant Sud de la Montagne Noire, mais relevant du même évènement D3 (Figure 17). Pour plus de détail, consulter Faure 2019, La géologie anté-permienne de la Montagne Noire.

Source - © 2014 Faure et al. [51]

Figure 17. Modèle d'évolution tectonique de la Montagne Noire et du bassin d'avant-pays

Entre le Sillon Houiller et la faille des Cévennes, le Sud du Massif Central illustre la complexité des déformations superposées produites par les évènements D1, D2 et D3 (Figure 18). Du Sud au Nord entre la Montagne Noire et la Margeride et d'Est en Ouest des Cévennes à la Châtaigneraie, six des dix unités litho-tectoniques présentées dans l'article 1, L'architecture de nappes du Massif Central, sont bien exposées. On retrouve l'empilement classique des nappes, ainsi que le dôme migmatitique de la zone axiale de la Montagne Noire et les plutons granitiques syntectoniques présentés dans le paragraphe suivant. L'architecture finale de cette région résulte toutefois des jeux successifs des trois déformations ductiles et synmétamorphes D1, D2, D3. Le chevauchement de l'USG sur l'UIG est identifié dans la synforme du Lévézou où la forme subcirculaire à cœur de migmatite correspond à une klippe replissée pendant l'évènement D2, et non à un dôme anatectique comme il a été écrit. La foliation et la linéation D1 sont redéformées par des plis à vergence Nord ou Nord-Ouest. Une linéation minérale et d'allongement NW-SE, associée à un métamorphisme à biotite-grenat-staurotide, et une cinématique vers le Nord-Ouest relèvent de la phase D2. Le plissement des linéations D1 lors de la déformation D2 est clairement observée dans le Rouergue (Duguet et Faure, 2004, Faure et al., 2017). Cet ensemble est de nouveau déformé par des plis et des chevauchements vers le Sud, pendant l'évènement D3 dont le style structural évolue du Nord au Sud depuis des conditions syn-métamorphes dans les Cévennes jusqu'à des conditions syn-sédimentaires dans le Sud de la Montagne Noire. La phase extensive D5 est également observée sur le flanc Nord de la zone axiale de la Montagne Noire. La faille normale-décrochante de Graissessac constitue la limite méridionale du bassin houiller éponyme (Figure 19).

Source - © 2017 Faure et al. [55] Figure 18. Carte structurale du Sud-Est du Massif Central A : Encart montrant la chaine varisque en France. NASZ : North Armorican Shear Zone, NBSASZ : North Branch of the South Armorican Shear Zone, SBSASZ : South Branch of the South Armorican Shear Zone, NPF : North Pyrenean Fault, MGCR : Mid-German Crystalline Rise. B : Schéma structural du Massif Central (régions en violet : Unité Supérieure des Gneiss, Unité Inférieure des Gneiss et Para-Autochtone ne sont pas distingués). C : Carte structurale de la partie méridionale du Massif Central montrant les structures compressives. Les structures extensives ne sont pas prises en compte.

Source - © 2017 Faure et al. [55] Figure 19. Coupe du Sud-Est du Massif Central, de la vallée du Lot à la Montagne Noire montrant l'architecture globale résultant des trois déformations (D1, D2, D3) compressives et la phase extensive D5 Coupe localisée sur la figure 18. Voir le texte pour les détails.

Dans le Limousin, des failles normales ductiles (ou failles de détachement) comme les failles d'Argentat ou de Nantiat abaissent le compartiment Ouest (Figures 1, 20, 21). Les miroirs de faille montrent une striation de haute température marquée par des micas blancs, des grains de quartz allongés et parfois même par de la sillimanite, orientée NW-SE. Ces stries “chaudes” (hot slickenlines) témoignent de leur formation dans des conditions syn-métamorphes. Le mur des failles ductiles est occupé par des granites à deux micas, datés vers 320 Ma, qui présentent une évolution progressive depuis des mylonites et ultramylonites exposées le long des failles, jusqu'à des granites macroscopiquement isotropes loin de celles-ci, en passant par des granites foliés. Les études pétrostructurales montrent un passage progressif des orientations préférentielles planaires et linéaires des granites entre un stade magmatique (ou subsolidus) jusqu'à un stade mylonitique (ou post-solidus). Il s'agit donc de granites syn-tectoniques mis en place dans un contexte contrôlé par une direction d'allongement NW-SE (Figure 10). La même direction NW-SE se retrouve aussi dans l'auréole thermique des plutons où les minéraux du métamorphisme de contact (biotite, andalousite, grenat) définissent une linéation d'allongement concordante avec celle des plutons. Lorsqu'on s'éloigne de l'auréole de contact des plutons, les micaschistes encaissants sont rétromorphosés. Cette évolution métamorphique à pression décroissante indique que la région a connu une exhumation au cours de laquelle les magmas granitiques ont acquis leurs fabriques minérales lors de leur cristallisation.

Source - © 1995 Faure [45] Figure 20. Schéma structural du Nord Limousin montrant les plutons syntectoniques d'âge carbonifère (Serpukhovien-Bashkirien) et les structures extensives associées pendant l'événement D4

Source - © 1995 Faure [45] Figure 21. Coupes du Nord Limousin montrant les plutons syntectoniques d'âge carbonifère (Serpukhovien-Bashkirien), les structures extensives et l'allochtone de Guéret, tous développés pendant l'événement D4

Le Nord du Limousin illustre bien les relations entre la mise en place de plutons et une tectonique extensive (Figures 20, 21). Les petits plutons du plateau d'Aigurande (Crozant, Orsennes, Méasnes, Crevant) et le pluton de Brame sont des massifs syn-tectoniques mis en place en contexte extensif avec une direction d'étirement NW-SE. Les leucogranites exposés le long de la faille de la Marche sont contemporains d'un décrochement senestre, alors que le massif de Saint-Goussaud et le bord Nord du massif de Millevaches sont déformés par des cisaillements dextres. Les stries de haute température portées par ces failles présentent la même direction NW-SE et indiquent une cinématique décrochante.

Les anomalies négatives de la carte de l'anomalie de Bouguer résiduelle du Limousin septentrional montrent clairement l'enracinement des plutons de granites à deux micas du plateau d'Aigurande et de Brame, respectivement sous les failles de la Marche et de Bussière-Madeleine (Figure 22, Gébelin et al., 2004). Le complexe granitique de Guéret (cf. article 3, Les phénomènes magmatiques), constitué par des plutons “anciens” du Carbonifère inférieur (vers 355 Ma) et leur encaissant gneissique et migmatitique, est entouré de failles connectées en profondeur pour former une grande structure de détachement listrique qui accommode le déplacement vers le Sud-Est de l'allochtone extensif de Guéret (Figure 23).

Source - © 2004 Gébelin et al. [67] Figure 22. Carte de l'anomalie de Bouguer résiduelle de la partie Nord-Ouest du Massif Central Les points blancs et noirs localisent respectivement les données de la Banque gravimétrique française et les nouvelles stations gravimétriques mesurées dans l'étude de Gébelin et al., 2004. Les plutons de granites à deux micas du plateau d'Aigurande et de Brame apparaissent clairement par leurs anomalies de Bouguer négative (en bleu) car leur densité est inférieure à celle de leur encaissant.

Source - © 1991 Faure et Pons [57] Figure 23. Bloc diagramme interprétatif de l'allochtone extensif de Guéret Le décrochement de la Marche et la faille normale de Bussière-Madeleine sont connectés pour définir une grande structure listrique. Le massif de Guéret est un allochthone extensif qui se déplace en masse vers le Sud-Est.

À l'échelle de tout le Massif Central, les plutons de granite à deux micas, datés vers 325 Ma (dans le Nord du Limousin), et les monzogranites porphyriques, datés vers 315 Ma (Margeride, Mont-Lozère), présentent une direction d'allongement NW-SE très constante qui traduit un contexte tectonique régional extensif (Figure 24, Faure, 1995). Cet évènement D4 qui succède à l'épaississement crustal est interprété comme la conséquence du désépaississement tardi-orogénique qui succède aux évènements D2 et D3. Il faut noter que l'évènement D4 est diachrone du Nord au Sud du Massif Central, puisque lors de la mise en place des granites à deux-micas du Nord Limousin, entre 325 et 320 Ma, des structures compressives peuvent encore se développer dans l'avant-pays méridional de la chaine en Montagne Noire et dans les Pyrénées.

Source - © 1995 Faure [45]

Figure 24. Carte des évènements extensifs D4 et D5 dans le Massif Central

Cet évènement D5 est la dernière étape de l'évolution varisque du Massif Central. Il se caractérise en premier lieu par le développement des bassins houillers intramontagneux d'âge gzhélien (ex-“stéphanien”, Figure 24). L'ouverture de tous ces bassins est contrôlée par des failles bordières normales ou décrochantes dont la direction d'ouverture reste constamment orientée NNE-SSW (N-S à NE-SW). Les bassins sont donc soit des demi-grabens (par exemple Ahun, Commentry, Figure 25), soit des demi-grabens à composante décrochante (Saint-Étienne, Graissessac), soit des pull apart senestres. Au Carbonifère terminal, le Sillon Houiller et la faille d'Argentat rejouent en décrochements senestres fragiles le long desquels s'ouvrent des bassins houillers en pull apart.

Source - © 1995 Faure [45]

Figure 25. Exemple de la structure en demi-grabens des bassins houillers de Commentry, Doyet-Montvicq et Villefranche dans le Nord du Massif Central (vers Montluçon)

Les bassins houillers localisés le long du décrochement du Sillon Houiller sont des pull-aparts senestres. Tous les bassins houillers sont formés pendant l'évènement extensif D5.

La bordure méridionale du bassin houiller de Saint-Étienne a fait l'objet d'études détaillées (Malavieille et al., 1990, Gardien et al., 1997, 2020 en révision, Figure 26). Une faille normale fragile se superpose à la faille de détachement ductile du Pilat contemporaine de la mise en place du granite à deux micas syntectonique du Gouffre d'Enfer daté à 304-302 Ma (U/Pb sur zircon). Vers le Sud, les séries métamorphiques du Pilat appartenant à l'Unité Inférieure des Gneiss, connaissent une anatexie progressive donnant successivement des migmatites puis des granites d'anatexie. Le dôme du Velay est souvent interprété comme un Metamorphic Core Complex (Malavieille et al., 1990, Lagarde et al., 1994, Gardien et al., 1997, Ledru et al., 2001, voir article 3, Les phénomènes magmatiques). Les phénomènes métamorphiques contemporains de l'évènement D5 semblent limités au dôme du Velay. Néanmoins, c'est probablement à la fin du Carbonifère - début du Permien que la croute inférieure varisque connait une granulitisation de haute température (Pin et Vielzeuf, 1983) probablement liée à un flux de chaleur mantellique lors du retour de la croute à une épaisseur “ordinaire”, voire plus réduite. Ces granulites de HT se rencontrent sous forme d'enclaves uniquement dans certains volcans du Velay (à Bournac notamment). Les granulites de base de croute sont très bien exposées dans la zone d'Ivrée dans les Alpes italiennes du fait de la tectonique alpine ou dans certains massifs des Pyrénées (par exemple Castillon).

Source - © 1990 Malavieille et al. [91] Figure 26. 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 Darrozes et al. [27] Figure 27. Carte structurale du pluton du Sidobre obtenue par la mesure de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM) du granite a) linéation magnétique, b) foliation magnétique.

Outre le dôme du Velay, le pluton du Sidobre, à l'Ouest de Castres (Figures 18, 27), mis en place à 304±8 Ma (U/Pb sur zircon), est aussi un marqueur de l'évènement extensif D5. Ce laccolithe de 2 à 3 km d'épaisseur, est caractérisé par un enracinement vers le Sud-Ouest, et un amincissement vers le Nord-Est (Ameglio et al., 1994). L'anisotropie de susceptibilité magnétique, qui correspond à l'orientation préférentielle de la biotite, montre que la foliation du laccolithe du Sidobre dessine un antiforme d'axe N-S à NNE-SSW, et porte une linéation magnétique orientée NNE-SSW (Figure 27, Darrozes et al., 1994).