CONTEXTE TECTONIQUE DE LA CHAÎNE HERCYNIENNE

2.1 Généralités – Paléogéographie

Le Massif Central Français comme le Massif Armoricain représente un des vestiges de la chaîne paléozoïque de l’Europe moyenne. Cette chaîne Varisque résulte de la collision continentale entre le Gondwana au sud et la Laurussia au nord (Bard, 1997 ; Matte, 1991). La figure 2-1 illustre la zonation tectonique de cette Europe varisque et l’architecture des unités est montrée sur les coupes de la figure 2-2.

Fig.2-1. Carte structurale de l’Europe Central (Matte, 1991). NVF : Front hercynien Nord ; LRhS : Suture Rhin-Lizard ; MTS : Suture Münchberg-Tepla ; MCS : Suture Massif Central ; CCS : Suture Coimbra-Cordoba ; OMS : Suture Ossa Morena.

. Coupes sché matiques des grande s unité s he rc ynienne s (local isées s ur la fig. 2-1). (B) Se ctio n Ar morica-A rdennes ; (C ) S ec tion Mas sif Cen tral ; (C’) Se ctio n du dôm e de Lev ezou ( Matte, 199 1 ).

Le Gondwana correspond au supercontinent édifié par l’agglomération des blocs continentaux sud américain, africain, indien, arabique, australien et antarctique. Il connaît une évolution complexe qui entraîne l’ouverture de l’océan rhéique au nord isolant le fragment continental de l’Avalonia détaché du Gondwana autour de 500-480 Ma. L’accrétion océanique s’accentue et provoque la migration vers le nord de l’Avalonia qui se rapproche des continents de la Baltica et de la Laurentia. Cette évolution tectonique conduit à la résorption progressive de la lithosphère de l’océan Iapétus situé entre la Laurentia et la Baltica. La lithosphère océanique du Iapétus est entraînée dans une subduction sous la Laurentia du Silurien terminal au Dévonien. La fermeture complète de l’océan Iapétus s’achève par la formation du supercontinent de la Laurussia (420 Ma) qui comprend alors les continents de Baltica, Avalonia et Laurentia. Cette orogenèse correspond à la chaîne calédonienne d’Europe du Nord et d’Amérique du Nord. Au même moment, en Europe moyenne, une autre lanière continentale appelée "Armorica", constituée de la Bretagne Central, Bassin de Paris, Vosges du Nord, Bohème Centrale, Ibérie Centrale, se détache du Gondwana. Ainsi les nombreux orthogneiss œillés d’âge ordovicien inférieur (~480 Ma) du Massif Central et de l’Armorique méridionale sont des granites alcalins dus au rifting de l’Armorica. Le rifting de l’Avalonia est responsable de l’ouverture de l’océan rhéique entre micro-continents et le reste du Gondwana. Par ailleurs, la séparation du micro-continent Armorica avec le Gondwana est responsable de la création d’un domaine océanique : l’océan Galice-Massif Central ou Médio-Européen (Matte, 1986).

Des reliques de roches métamorphiques de haute pression et moyenne température (localement d’ultra-haute pression) identifiées (les péridotites et les éclogites) dans le Massif Central (Pin et Vielzeuf, 1988 ; Pin, 1990) témoignent de la fermeture de l’océan Médio-Européen et de la subduction continentale datée entre 430 et 400 Ma. La résorption de l’océan rhéique s’achève par l’adjonction des derniers fragments du Gondwana à Laurasia vers 360 Ma par subduction (Matte, 2001). Cette dernière précède la collision continentale proprement dite, amorcée au Silurien-Dévonien (Pin et Peucat, 1986 ; Ledru et al., 1989), elle se maintient jusqu’au Carbonifère moyen. Au cours de cette période, la chaîne de collision est alors structurée avec la mise en place des nappes de charriage conduisant à l’épaississement de la lithosphère continentale, aux transformations métamorphiques et à un magmatisme résultant de la fusion crustale des roches tectonisées. Le détail de cette structuration sera discuté plus loin. En considérant ce jeu des plaques et microplaques lithosphériques, il apparaît que la chaîne Varisque, malgré sa configuration actuelle, doit être appréhendée comme une orogenèse à évolution polycyclique ayant subi au cours du temps une succession de phases tectoniques : du régime de subduction à la collision passant par des périodes de moindre activité marquées

par les stades de rifting, de distension (Faure et al., 1997). Des océans disparus, il ne reste plus que des sutures de roches basiques et ultrabasiques issues des lithosphères océaniques engagées dans les zones de collision.

Outre les massifs Central et Armoricain, les témoins de la chaîne Varisque dans le substratum de l’Europe centrale sont également connus du Massif Bohémien à l’Est, au domaine sud portugais à l’Ouest. Von Raumer et al., (2003) proposent une configuration des principales unités structurales de la chaîne au Carbonifère inférieure (Fig.2-3).

2.2 Empilement litho-structural

Les données tectoniques, métamorphiques et géochronologiques recueillies depuis une vingtaine d’années dans le Massif Central convergent pour démontrer l’existence de six principales unités lithotectoniques séparées par de grands accidents d’importance crustale (Ledru et al., 1989). Ces différentes unités correspondent à la marge passive du Gondwana. De bas en haut et du sud au nord, elles sont organisées selon la succession :

Fig.2-3. Carte géologique simplifiée du socle varisque dans l’Europe Central (Von Raumer et al., 2003). Aq : Aquitaine ; Ib : Allochtone Ibérique ; MA : Massif Armoricain, MB : Massif Bohémien, MC : Massif Central.

500 km

(i) L’unité externe comprend des dépôts sédimentaires de plate-forme empilés du Paléozoïque inférieur jusqu’au Viséen avec un hiatus stratigraphique au Silurien. Il s’agit essentiellement d’apports détritiques terrigènes et de dépôts carbonatés. Cette unité est impliquée dans la tectonique de nappes d’âge Carbonifère moyen (Viséen-Namurien) qui succède à la collision entre le Gondwana et la Laurasia. Les séries sédimentaires sont affectées par des charriages associés à un très faible métamorphisme (anchi à épizonal). Les métasédiments sont structurés en écailles ou en plis couchés plurikilométriques déversés vers le sud. Cette tectonique à vergence sud-est s’observe dans le versant sud de la Montagne Noire (Demange et al., 1986) et au Sud des Cévennes dans le Viganais.

(ii) L’unité Para-autochtone, aussi appelée "Micaschistes des Cévennes" chevauche l’unité externe paléozoïque précédemment décrite. Elle correspond à une épaisse série (~5000 m d’épaisseur) constituée de métapélite, de métagrauwacke, de quartzites et rarement d’amphibolites. Cette unité lithostructurale affleure également au sud du plateau de Millevaches et dans les fenêtres du plateau d’Aigurande, du Limousin et de la Sioule. Plusieurs auteurs ont mentionné des niveaux mylonitiques séparant des sous-unités, en revanche la présence de plis couchés des micaschistes des Cévennes reste hypothétique. La foliation sub-horizontale S1, contemporaine du métamorphisme régional, développée dans le faciès schiste vert à amphibolite, résulte d’un cisaillement plat ductile synchrone à la tectonique de nappe. Une linéation minérale et d’étirement L1, bien marquée, est associée à S1 et indique une direction NE-SW qui est interprétée comme la direction de transport des nappes. Des données radiochronologiques

40Ar/39Ar sur muscovite, biotite et amphibole indiquent des âges compris entre 340 Ma et 330 Ma (Caron, 1994). Le métamorphisme à grenat, biotite diminue du nord au sud (Rakib, 1996).

(iii) L’unité inférieure de gneiss (UIG) est lithologiquement identique au para-autochtone car ces deux unités proviennent tous les deux de la marge nord du Gondwana engagée progressivement dans la collision (Matte, 1986). Le métamorphisme de l’UIG est de type barrowien. Cette unité est caractérisée par des intrusions de granites porphyriques et des granodiorites d’âge Cambrien à Ordovicien inférieur. Ce plutonisme est généralement attribué à des processus postérieurs à l’orogène cadomienne et dû à la distension continentale qui a séparé l’Armorica du Gondwana (Ledru et al., 1994). Les granites ainsi mis en place correspondent aux protolithes des orthogneiss comme celui de Mulatet-Argentat, celui du Thaurion ou l’orthogneiss de Meuzac. Tous ces plutons sont encaissés dans les roches sédimentaires essentiellement pélitiques avec des termes grauwackeux, des roches d’âge Néo-Protérozoïque à Cambro-Ordovicien probable et parfois migmatitiques. Dans ces derniers métasédiments, l’assemblage métamorphique est caractérisé par l’association : biotite + grenat ± staurolite ± disthène ± sillimanite. L’unité

inférieure de gneiss comporte de rares reliques d’éclogite et de granulite, témoins d’un métamorphisme de haute pression décrit uniquement dans le Limousin, dans le massif de Sauviat.

(iv) L’unité supérieure des gneiss (USG) est constituée d’une partie inférieure encore appelée "ensemble leptyno-amphibolique" et de migmatites (Burg et Matte 1978). Elle est constituée par la succession de gneiss quartzo-feldspathique, des amphibolites et des gneiss amphiboliques. Les premiers découlent de sédiments volcano-sédimentaires, de granites, de métarhyolites, de micaschistes et de grauwackes du Paléozoïque inférieur. Pour certains auteurs, les gabbros et les roches ultabasiques de l’USG sont interprétés comme un fragment de lithosphère océanique formé au Paléozoïque inférieur (Matte, 1991). L’USG comporte la plus grande proportion des vestiges de roches de haute pression voire de très haute pression. En effet, l’unité supérieure de gneiss a été entraînée dans la subduction éo-varisque. Les roches ont été transformées dans le faciès éclogite à des profondeurs de 60 à 100 km (~20-30 kb). Cette déformation est datée entre 430 et 415 Ma (Pin et Lancelot 1982, Pin et Peucat 1986). Le métamorphisme de très haute pression déterminé par l’occurence d’éclogites à coesite (Lardeaux et al., 2001) n’est connu que dans les Monts du Lyonnais.

(v) L’unité de Thiviers-Payzac occupe le niveau structural le plus élevé de toutes les unités. Elle affleure dans le Quercy (séries de Leyme), dans le sud du Limousin où l’unité de Thiviers-Payzac sensu-stricto est affectée par le plutonisme granitique. Elle est composée de métagrauwacke, de rhyolites et des bancs de quartzite cambrien formant l’encaissant des granites ordoviciens. Cette unité présente un gradient métamorphique qui augmente du haut vers le bas. La série est métamorphisée dans les conditions épizonales du faciès des schistes verts au Nord et passe progressivement au faciès amphibolite profond au Sud. Dans le Sud Limousin, les relations entre l’unité Thiviers-Payzac et l’USG restent encore débattues, car le contact est repris par un décrochement. Cependant dans le Quercy, l’unité de Thiviers-Payzac surmonte l’unité supérieure des gneiss.

(vi) Au nord-est du Massif Central, affleure l’unité de la Brévenne qui constitue la dernière unité importante du Massif Central. Les roches qui composent l’unité de la Brévenne se rattachent à un dynamisme de rifting océanique. En effet l’unité est constituée de roches basiques et ultrabasiques parmi lesquelles on dénombre des basaltes, des gabbros tholéiitique. Elle comporte également des roches acides datées à 366 ± 5 Ma par U-Pb sur zircon (Pin et Paquette, 1998). On y observe des rhyolites, des trondhjémites et des roches sédimentaires siliceuses telles que des radiolarites et des siltites. L’unité de la Brévenne est charriée sur l’unité supérieure de gneiss vers le NW (Leloix et al., 1999). L’âge du processus d’obduction n’est pas clairement déterminé. Toutefois ce dernier se situerait

au Carbonifère inférieur ou Dévonien supérieur (~360 Ma) puisque les nappes de l’unité de la Brévenne sont scéllées par les séries sédimentaires gréseuses du Viséen inférieur qui affleurent à l’Est de Lyon (Série du Goujet).

Les unités présentées ci-dessus dérivent généralement du recyclage des roches sédimentaires des marges continentales, des bassins de rift et des roches magmatiques associées. Ces roches sont engagées dans des tectoniques de nappe résultant de la collision continentale. Elles atteignent des conditions thermo-barométriques favorables à leur fusion partielle. La fusion affecte surtout les composants pélitiques et génère des liquides silicatés à l’origine des plutons, des dykes de granitoïdes et aussi des migmatites. Ces dernières roches, résultant de la fusion syntectonique, constituent des échantillons de choix pour analyser l’évolution géodynamique de la chaîne. Parmi ces roches néoformées, les migmatites sont les plus intéressantes de part leur composition minéralogique (héritage + néoformation) et par leur étendue. Elles affleurent dans l’unité supérieure de gneiss occupant la partie supérieure de l’unité. Ces migmatites résultent de la décompression associée à l’exhumation de l’USG. Les migmatites affleurent également dans le para-autochtone (migmatites des Cévennes, du Limousin et du plateau de Millevaches). Les conditions tectoniques de mise en place de certaines migmatites restent encore débattues telles que les migmatites de la Montagne Noire, en revanche d’autres sont associées au processus thermique intégré à l’extension post-orogénique comme par exemple le dôme granito-migmatitique du Velay. Les deux principaux modèles d’évolution des unités lithologiques sont présentés dans ce qui suit.

2.3 Évolution tectonique de la chaîne hercynienne

2.3.1 Dynamisme orogénique

Les analyses structurales et géochronologiques conduites dans le Massif Central et le Massif Armoricain ont amené plusieurs auteurs à proposer des modèles d’évolution géodynamique. Les deux principaux modèles d’évolution de la chaîne Hercynienne demeurent très débattus :

L’évolution monocyclique considère la chaîne comme une conséquence de processus convergents continus pendant toute la période varisque de 450 Ma à 325 Ma (Ledru et al., 1989). Cette durée est subdivisée en période éo-varisque, médio-varisque et néo-varisque. La première de 450 à 400 Ma correspond à la subduction lithosphérique et à la fermeture des espaces océaniques. La formation des roches de haute pression (éclogites à coésite et orthogneiss de HP) se produit à ce moment. La période médio-varisque, entre 400 Ma et 350 Ma, se caractérise par la collision continentale entre la marge nord du Gondwana et la Laurussia responsable de l’empilement des nappes et de la

fermeture du domaine océanique de la Brévenne. La collision continentale proprement dite entraîne également des processus métamorphiques de moyenne pression et moyenne température. Dans les nappes, il se développe une foliation sub-horizontale portant une linéation d’allongement de direction NW-SE qui reste encore mal comprise. Il s’agit de la phase majeure synchrone du métamorphisme prograde. L’épaississement crustal qui résulte de cette tectonique de nappes est estimé de 15 à 20 km dans le Massif Central (Ledru et al., 2001). Au cours de la dernière période néo-varisque qui s’étend de 350 Ma et 325 Ma, le régime compressif se maintient dans le Sud du Massif Central et la tectonique des nappes se poursuit, l’évolution de la chaîne est totalement intracontinentale avec amplification d’importants accidents décrochants (Mezure, 1981). Ce dernier épisode est relayé par le changement du régime convergent en régime extensif global de 325 Ma à 210 Ma.

Cette approche monocyclique ne fait pas l’unanimité. En effet Faure et al., (1997, 2002), Cartier et al., (2001) relèvent dans le Massif Armoricain et le Massif Central, des arguments en faveur d’une évolution polycyclique de la chaîne. Ce modèle met l’accent sur l’importance de la tectonique convergente similaire à celle précédemment évoquée, mais interrompue par un dynamisme extensif au cours du Dévonien moyen. L’évolution géodynamique comporte un cycle "Varisque" qui se produit du Cambrien au Dévonien et un cycle "Hercynien sensu stricto" du Dévonien inférieur au Carbonifère supérieur-Permien. Le cycle varisque comprend trois stades : un stade de rifting cambro-ordovicien caractérisé par un magmatisme alcalin responsable de la mise en place des principaux granitoïdes qui seront par la suite orthogneissifiés. L’orthogneiss du Thaurion (532 ± 24 Ma, Rb/Sr sur roche totale, Duthou, 1977), les orthogneiss de Meuzac (495 ± 5 Ma, U-Pb sur zircon, Lafon, 1986), celui du Saut-du-Saumon, de Mulatet-Argentat respectivement 475 Ma, 535 ± 21 Rb/Sr sur roche totale (Bernard-Griffiths, 1975), l’orthogneiss œillé de Fix témoin d’un magmatisme hyperalumineux daté à 528 ± 9 Ma (Rb/Sr sur roche totale, R’Kha Chaham et al., 1990) et quelques autres orthogneiss assimilés comme protolithes des migmatites des Cévennes (pré-Velay) et celles de la Montagne Noire donnent 560 ± 18 Ma par U-Th-Pb sur monazite (Be Mezeme et al., sous presse, annexe 3). Ce magmatisme constitue la marque du rifting continental, puis océanique qui sépare le micro continent Armorica du Gondwana. Cette phase d’ouverture océanique précède la convergente silurienne au cours de laquelle, une partie de la lithosphère continentale du Gondwana est engagée dans la subduction atteignant des profondeurs de l’ordre de 60 à 100 Km. Au même moment, les granitoïdes sont transformés en orthogneiss de haute pression. Ce schéma s’accorde avec la formation des éclogites à coesite. Le dernier stade du cycle varisque intervient autour de 390-385 Ma avec l’exhumation des roches de la croûte continentale et océanique englouties dans la subduction. Au cours de

la décompression, les roches subissent des processus de retromorphose dans le faciès amphibolite. Dans l’état actuel des connaissances, cette décompression est interprétée comme étant également responsable de la fusion partielle qui affecte les métasédiments et la composante métapélitique des gneiss pour donner naissance aux premières migmatites exposées dans l’USG. Le Dévonien moyen est marqué par une phase distensive au cours de laquelle se développe le bassin océanique de la Brévenne. Un magmatisme d’arc produit des plutons de gabbro-diorite du Limousin et la Série d’arc du Morvan (Série de la Somme). Ces phénomènes sont interprétés comme le résultat de la subduction de l’océan Rhéique vers le Sud.

Le cycle hercynien sensu stricto commence par la fermeture de l’océan Rhéique qui sépare le Gondwana au Sud et la Laurussia au Nord. L’espace océanique se ferme par subduction vers le sud annonçant ainsi la collision entre le Gondwana et la Laurussia. Ce cycle comporte aussi des stades successifs de la convergence, collision et mise en place des nappes. La chaîne est organisée en éventail avec une zone médiane très peu structurée délimitée par des niveaux intensément affectés par des chevauchements d’échelle lithosphérique. Les nappes de charriage présentent une vergence sud dans le Massif Central (Cévennes, Albigeois et Montagne Noire). Dans l’Ardenne, elles sont à vergence nord. Cependant, le domaine médian amorce un début de désépaississement syn-orogénique qui se manifeste dès le Viséen supérieur (vers 330 Ma) par un étirement NW-SE associé à un flux de chaleur important. Ce contexte tectonique est favorable à la mise en place des massifs granitiques.

2.3.2 Processus syn à post-orogéniques

Les marqueurs structuraux et magmatiques du processus d’extension post-orogénique sont largement distribués dans différents secteurs de la chaîne paléozoïque (Costa, 1990 ; Faure et Pons, 1991 ; Faure, 1995). Bien que les délais entre l’étape de collision continentale et l’extension ne soient pas encore précisément établis, la majorité des auteurs admet que l’extension post-orogénique intervient entre le Carbonifère moyen (Stéphanien) et le Permien inférieur et entraîne en surface, l’activité des discontinuités structurales (failles normales ou décrochantes, cassantes ou ductiles, comme par exemple le Sillon Houiller, la faille du Pilat ou d’Autun… ) et l’ouverture des bassins houillers intracontinentaux d’âge Stéphanien comme par exemple les bassins de Graissessac, de Saint-Affrique, de Lodève ou de St Etienne. La tectonique extensive tardi-varisque est responsable de l’amincissement de la lithosphère. Ce dernier processus est associé à une remontée de l’asthénosphère responsable d’un transfert de chaleur dans la

lithosphère par advection. Il en résulte un échauffement qui peut aussi entraîne la fusion partielle de la croûte continentale et notamment des composants pélitiques et génère des liquides magmatiques. Les quantités de liquides produits conditionnent ainsi la mise en place des plutons granitiques et ou des dômes migmatitiques. Ce régime tectonique extensif est caractérisé par une direction d’allongement NW-SE observable dans les granites porphyriques comme celui de la Margeride et les leucogranites du Limousin. Dans le domaine cévenol, la linéation d’étirement post-orogénique (E-W à NW-SE) se surimpose à celle associée à la tectonique des nappes orientée N-S à NE-SW.

Dans les Massifs français, l’évolution tectonique de la chaîne Varisque, depuis la collision continentale jusqu’à l’extension post-orogénique, montre que la fusion crustale est très répendue dans la chaîne. Elle résulte à la fois de conditions géodynamiques favorables et d’une lithologie fertile pour la production de liquides silicatés. Les analyses géochronologiques des vestiges de la fusion crustale ont permis de déterminer les contraintes temporelles associées à chaque étape de fusion dans l’histoire de la chaîne. Des granitoïdes et migmatites ont déjà été évoqués plus haut et leurs âges approximatifs ont souvent été indiqués. Cependant, dans la perspective de mieux définir les principaux épisodes du processus de fusion, de les distinguer les uns des autres dans un schéma d’ensemble et de mieux appréhender leur développement, il apparaît indispensable de déterminer avec plus de précision les âges des migmatites et des granitoïdes issus de la fusion partielle de la croûte.

2.3.3 Distribution de la fusion crustale

Le Massif Central français renferme de nombreux complexes anatectiques composés de migmatites et de granitoïdes largement distribués du Limousin aux Cévennes. Ils affleurent en massifs recoupant les gneiss et micaschistes du Para-autochtone. La distribution spatiale des migmatites et des granitoïdes suggère que le processus de fusion crustale est général dans tout le Massif Central. L’analyse de ces témoins montre que le magmatisme et la