Le rift et le volcanisme du Massif Central, un modèle géodynamique global

La synthèse des données géologiques montre une évolution tout à fait différente entre le nord et le sud du Massif Central. Le nord du Massif Central, où s'est déroulée l'excursion de Limagne, est principalement caractérisé à l'Oligocène par un fort amincissement crustal, la formation de fossé d'effondrement au niveau de la mer avec une sédimentation épaisse (jusqu'à 3000 m) sans volcanisme, suivie de l'Oligocène supérieur au Miocène inférieur d'un volcanisme localisé dans les zones de plus fort amincissement crustal, en Limagne essentiellement (premier arrêt de l'excursion Limagne).

Le volcanisme a ensuite cessé pendant plusieurs millions d'années au Miocène supérieur. Cette évolution est typique d'un rift de type passif.

Figure 1. Principales données permettant de proposer une double évolution du processus de rifting au cours du Tertiaire

Au Nord du Massif Central, un modèle de rift passif. En revanche, au Sud, un rifting de type rift actif.

Au Sud, l'évolution tectonique est caractérisée au Miocène supérieur par un très fort amincissement de la lithosphère mantellique sans amincissement crustal, un soulèvement et une importante phase magmatique. Cette évolution est cohérente avec celle attendue lors des premiers stades d'un rift de type actif.

Le diachronisme de ces deux événements est souligné par l'orientation nord-sud de l'amincissement crustal au nord et l'orientation N135°E de l'amincissement de la lithosphère mantellique au Sud.

Source - © 1997 D'après Sobolev et al., Tectonophysics, 225

Figure 2. Carte schématique présentant l'orientation de l'amincissement crustal eo-oligocène dans le Nord du Massif Central (1) et l'orientation de l'anomalie thermique dans le Sud (2)

Les chiffres indiquent la profondeur de la limite lithosphère-asthénosphère (LAB) en kilomètres.

Le modèle proposé pour expliquer ce paradoxe part de l'hypothèse que cette évolution procède d'une cause unique, qui se trouve dans la formation de la chaîne alpine immédiatement plus à l'est.

Figure 3. La chaîne alpine est spatialement et temporellement connectée au Rift Ouest Européen.

La chaîne alpine est spatialement et temporellement connectée au Rift Ouest Européen. Celui-ci comprend, d'est en ouest, le graben de l'Eger, le graben du Rhin et les fossés d'effondrement du Massif Central, l'ensemble du système de grabens étant disposés concentriquement autour du front alpin. La formation de la racine lithosphérique dans les Alpes peut être datée de la fin de l'Éocène comme en témoignent les données géochronologiques récentes sur le métamorphisme de haute pression dans les zones internes de la chaîne. La progression vers l'ouest des déformations est attestée par les données stratigraphiques qui montrent que le chevauchement du Briançonnais sur la zone dauphinoise date du début de l'Oligocène. Ainsi, la formation de la chaîne alpine est contemporaine de la formation des grabens et de la sédimentation dans le Massif Central.

Deux questions se posent.

Pendant la collision continentale, le découplage de la croûte et du manteau entraîne la formation d'une profonde racine constituée de manteau lithosphérique. Des simulations numériques ont montré que la force gravitaire de cette racine lourde, plus dense que l'asthénosphère environnante, engendrait une compression dans la croûte sus-jacente et de l'extension dans la croûte adjacente. Un tel système est à même de dépasser la résistance en extension de la lithosphère adjacente et de provoquer un épisode de rifting qui présentera les caractéristiques d'un rift de type passif.

Figure 4. Représentation schématique du rôle de la racine lithosphérique dans la création d'un épisode de rifting dans la lithosphère adjacente.

La force gravitaire de la racine lithosphérique dense induit de l'extension (1) dans la lithosphère adjacente et est responsable de l'épisode de déformation de type rift passif. Le flux asthénosphérique dû à l'enfoncement de la racine lithosphérique entraîne du matériel mantellique chaud à la base de la lithosphère adjacente. Ceci induit une érosion thermique (2) et un épisode de déformation de type rift actif (2).

La création de la racine lithosphérique s'accompagne également d'un autre processus. Lorsque la racine lithosphérique se forme, elle prend la place de l'asthénosphère et provoque son déplacement latéral. Ceci induit un flux asthénosphérique, ascendant au niveau de la lithosphère adjacente, qui contrebalance le mouvement descendant lié à la racine. La cellule ainsi créée amène de l'athénosphère chaude à la base de la lithosphère adjacente. Si le processus connaît une ampleur suffisante, pendant une durée de temps de plusieurs millions d'années, une érosion thermique de la base de la lithosphère adjacente se produit, conduisant à un soulèvement isostatique et une phase de volcanisme, d'une manière tout à fait semblable à ce qui est observé dans le cas d'un rift actif.

La création de la racine lithosphérique d'une chaîne de montagne peut produire ainsi deux effets dans la lithosphère adjacente: une extension lithosphérique et une érosion thermique à la base de la lithosphère. Ces deux effets ne sont pas synchrones et le second est différé dans le temps. Dès que la racine lithosphérique commence à se former, la force verticale agissant sur cette racine peut engendrer l'extension dans la lithosphère adjacente. En revanche, l'érosion thermique est un phénomène tardif qui nécessite :

Le paradoxe tectonique enregistré dans le Massif Central peut être résolu en considérant la formation de la profonde racine alpine.

Figure 5. Double évolution de l'épisode de rifting dans le Massif Central liée à la création de la profonde racine lithosphérique des Alpes.

A) La formation de la racine lithosphérique à l'Éocène-Oligocène a induit de l'extension dans le Massif Central, qui s'est d'abord manifestée par une sédimentation au niveau de la mer, puis par une phase de volcanisme dispersé à l'Oligocène supérieur et au Miocène inférieur. À cette époque, la racine était probablement plus profonde qu'actuellement et était associée à une subduction crustale, comme le montre le métamorphisme de ultra-haute pression dans les unités crustales les plus internes de la chaîne.

B) La formation de la racine lithosphérique a induit un flux asthénosphérique sous le Massif Central à l'origine d'une érosion thermique de la lithosphère et du développement de la phase volcanique majeure contemporaine d'une surrection du Miocène supérieur à l'actuel.

D'une façon tout à fait semblable à l'évolution en deux temps découlant du modèle proposé, le Massif Central est d'abord affecté par un rifting de type passif, contemporain de la formation de la profonde racine lithosphérique des Alpes (Éocène-Oligocène). Cet épisode est surtout développé dans la partie nord du Massif Central, lieu de notre excursion, où l'amincissement crustal est localisé mais notable, la sédimentation parfois épaisse, au niveau de la mer et sans volcanisme. Le magmatisme associé à cet épisode ne se développe pleinement qu'au moment de l'arrêt de la sédimentation, est restreint à la partie nord et dure principalement pendant le Miocène inférieur. Il s'interrompt au Miocène supérieur.

Par contraste, la partie Sud connaît à la fin de l'Eocène et à l'Oligocène un épisode de sédimentation peu épaisse associé à un amincissement crustal négligeable. Cet épisode de sédimentation n'est pas suivi de volcanisme au Miocène inférieur (Figure 1), l'amincissement de la lithosphère n'étant pas suffisant pour provoquer une fusion adiabatique de l'asthénosphère.

C'est cependant dans cette région méridionale, au Miocène supérieur, que se produit une importante érosion thermo-mécanique à la base de la lithosphère, conséquence du flux asthénosphérique engendré par l'enfoncement de la racine lithosphérique alpine à l'Eo-Oligocène. C'est l'époque de la phase volcanique majeure (Figure 1) et de la formation des grandes provinces volcaniques du sud du Massif Central (Cantal, Deves, Veley, Aubrac, etc).

Cet épisode qui a aminci fortement la partie mantellique de la lithosphère, sans affecter la croûte, et qui a été mis en évidence récemment par les études tomographiques (Figure 1), s'est accompagné du soulèvement généralisé de la région. Ce n'est que tardivement que cet épisode d'érosion thermique a gagné le nord provoquant une reprise de l'activité volcanique, dans des zones non affectées par l'extension oligocène (Monts Dore, Chaîne des Puys, Sioule, etc), et une surrection récente attestée par le relief inversé de nombreuses coulées telles que celles des côtes de Clermont et de Chanturgue ou du plateau de Chateauguay visible du panorama de l'excursion, (arrêt numéro 7).