Évolution tectonique paléozoïque de la Médio-Europe à partir de l’exemple du Massif central français et du Massif armoricain.

(d'après le papier de M. Faure et al., 2015)

Résumé

Le Massif central français et le Massif armoricain appartiennent à trois domaines tectoniques et paléogéographiques de l’orogène varisque de la Médi-Europe. L’ensemble du Massif central ainsi que la partie méridionale du Massif armoricain appartiennent à la marge nord du Gondwana, tandis que le domaine centre-armoricain constitue une partie du microcontinent Armorica, et que le domaine du Léon correspond à un fragment d’un autre microcontinent.

La marge nord-gondwanienne et le domaine du Léon sont constitués d’un empilement de nappes métamorphiques. À l’inverse, le domaine centre-armoricain comprend un socle protérozoïque édifié lors de l’orogenèse cadomienne néoprotérozoïque, recouvert par une couverture sédimentaire paléozoïque faiblement déformée par des plis droits liés à des mouvements en décrochement.

L’architecture de la marge nord du Gondwana résulte de trois principaux événements tectono-métamorphiques, qui succèdent à un métamorphisme de haute pression du Silurien supérieur précoce (vers 415 Ma), dont les structures associées sont mal documentées.

L’événement D1 du Dévonien inférieur est responsable de la mise en place de nappes transportées vers le sud-ouest, contemporaines de la migmatitisation et de l’exhumation de roches de haute pression autour de 385–380 Ma.

L’événement D2 du Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur correspond à un cisaillement dirigé vers le nord-ouest, contemporain d’un métamorphisme de pression et température intermédiaires, daté autour de 360–350 Ma.

L’événement D3 viséen se traduit par un cisaillement dirigé vers le sud, largement développé dans le sud du Massif central, tandis que dans le nord du Massif central, D3 correspond au début d’une extension syn-orogénique.

La chaîne varisque est également caractérisée par un magmatisme très répandu. Le magmatisme calco-alcalin du Dévonien inférieur à moyen est lié à la subduction vers le sud de l’océan Rhéique. Les événements magmatiques carbonifères correspondent à la fusion crustale provoquée par les événements tectoniques D2 et D3. Les phases magmatiques du Viséen supérieur, du Namurien et du Westphalien sont contemporaines d’une tectonique extensive contrôlée par un étirement NW–SE.

L’ensemble de ces événements structuraux, métamorphiques et magmatiques est replacé dans un modèle d’évolution géodynamique impliquant deux cycles successifs de dérive de microcontinents, de leur ré-accrétion et de collisions continentales.

Organisation tectonique du Massif central et du Massif armoricain dans l’orogène varisque

Le Massif central français et le Massif armoricain appartiennent à l’orogène varisque d’Europe occidentale, parfois appelé orogène de la Médi-Europe. Cet ensemble tectonique résulte de la fermeture de l’océan Rhéique et de la collision progressive entre Laurussia et le Gondwana au cours du Paléozoïque supérieur.

Ces deux massifs appartiennent en réalité à plusieurs domaines paléogéographiques distincts, qui correspondent à des fragments de croûte continentale ayant connu des histoires tectoniques différentes avant leur assemblage dans la chaîne varisque.

La plus grande partie du Massif central, ainsi que la partie méridionale du Massif armoricain, appartiennent à la marge septentrionale du Gondwana. Cette marge a été fortement impliquée dans les processus de subduction et de collision associés à la fermeture de l’océan Rhéique. Elle est aujourd’hui constituée d’un empilement de nappes métamorphiques, résultant de la superposition de fragments crustaux déplacés sur de grandes distances lors de la convergence continentale.

Le domaine centre-armoricain, situé au cœur du Massif armoricain, possède une histoire différente. Il correspond à un fragment du microcontinent Armorica, dont le socle s’est formé lors de l’orogenèse cadomienne au Néoprotérozoïque (environ 650–540 Ma). Ce socle ancien est recouvert par une couverture sédimentaire paléozoïque relativement peu déformée, dans laquelle les structures principales sont des plis droits associés à des mouvements tectoniques en décrochement.

Au nord-ouest du Massif armoricain, le domaine du Léon représente un autre fragment continental dont l’origine exacte reste discutée. Comme la marge nord-gondwanienne, il est constitué d’un empilement de nappes métamorphiques, témoignant d’une histoire tectonique intense lors de la formation de la chaîne varisque.

Les grandes phases tectono-métamorphiques varisques

L’architecture actuelle de la marge nord du Gondwana dans le Massif central résulte d’une succession d’événements tectoniques et métamorphiques qui se déroulent essentiellement entre le Dévonien et le Carbonifère.

Un premier épisode important correspond à un métamorphisme de haute pression au Silurien supérieur, vers 415 Ma. Ce métamorphisme témoigne probablement d’une subduction océanique profonde, mais les structures tectoniques associées restent mal préservées, ce qui rend cet épisode encore difficile à reconstituer en détail.

Au Dévonien inférieur, un événement tectonique majeur (noté D1) provoque la mise en place de nappes de charriage transportées vers le sud-ouest. Cette phase est contemporaine d’un épisode de fusion partielle de la croûte continentale, produisant des migmatites, ainsi que de l’exhumation des roches de haute pression formées lors de la subduction. Ces processus se déroulent approximativement entre 385 et 380 Ma.

Au Dévonien supérieur et au début du Carbonifère, un second événement tectonique (D2) correspond à un cisaillement dirigé vers le nord-ouest. Cette phase est associée à un métamorphisme de pression et température intermédiaires, daté d’environ 360 à 350 Ma, et reflète probablement l’intensification des interactions tectoniques entre les différents blocs continentaux impliqués dans la collision varisque.

Au Viséen (Carbonifère inférieur), un troisième épisode tectonique (D3) se met en place. Dans le sud du Massif central, il correspond à un cisaillement dirigé vers le sud, tandis que dans le nord du Massif central, il marque au contraire le début d’une extension syn-orogénique. Cette extension traduit l’effondrement gravitaire progressif de la chaîne varisque après son épaississement crustal.

Magmatisme et évolution géodynamique

La chaîne varisque est également caractérisée par un magmatisme abondant, étroitement lié aux processus tectoniques.

Au Dévonien inférieur et moyen, un magmatisme calco-alcalin se développe en relation avec la subduction vers le sud de l’océan Rhéique sous la marge nord du Gondwana. Ce magmatisme est typique des arcs volcaniques associés aux zones de subduction.

Au Carbonifère, les épisodes magmatiques deviennent principalement le résultat de la fusion partielle de la croûte continentale épaissie lors des phases tectoniques D2 et D3. Les intrusions granitiques du Viséen supérieur, du Namurien et du Westphalien sont contemporaines d’une tectonique extensive contrôlée par un étirement régional orienté NW–SE, qui accompagne l’effondrement de la chaîne.

Interprétation géodynamique

L’ensemble de ces observations peut être interprété dans un modèle géodynamique impliquant plusieurs cycles successifs de dérive et de collision de microcontinents au cours du Paléozoïque.

Des fragments continentaux tels qu’Armorica se seraient d’abord détachés du Gondwana, dérivant dans l’océan Rhéique avant d’être réaccrétés lors de la convergence entre Laurussia et Gondwana. Ces processus de dérive, de subduction et de collision se seraient produits en plusieurs étapes, expliquant la complexité structurale et métamorphique actuelle de l’orogène varisque en Europe occidentale.

Introduction

Il est désormais bien admis que la partie centrale du continent européen s’est construite au Paléozoïque par la soudure de trois masses continentales majeures, à savoir Baltica, Laurentia et Gondwana, ainsi que de plusieurs microcontinents intermédiaires, tels qu’Avalonia ou Armorica.

Ce processus a conduit à la formation de l’orogène varisque, une chaîne de montagnes longue de plusieurs milliers de kilomètres et large de plusieurs centaines de kilomètres, souvent comparée à l’orogène alpin-himalayen du Cénozoïque.

Dans ce cadre général, la chronologie précise et la signification géodynamique des événements tectoniques, magmatiques et métamorphiques restent toutefois sujettes à débat.

Cet article propose une analyse critique des données disponibles concernant le Massif central français et le Massif armoricain. Il suggère un scénario géodynamique mettant l’accent sur une évolution polycyclique, caractérisée par :

• un cycle paléozoïque inférieur (Cambrien – Dévonien inférieur) marqué par des phases de rifting et de convergence entre microcontinents ;
• un cycle paléozoïque supérieur (Dévonien – Carbonifère supérieur) correspondant à la véritable collision continentale.

Reformulation

La structure actuelle de l’Europe résulte en grande partie d’événements tectoniques majeurs survenus au Paléozoïque. Durant cette période, la partie centrale du continent européen s’est construite par la collision et la soudure de plusieurs masses continentales. Les principaux continents impliqués dans ce processus sont Baltica, Laurentia et Gondwana, auxquels s’ajoutaient plusieurs microcontinents intermédiaires, notamment Avalonia et Armorica.

La convergence progressive de ces blocs continentaux a conduit à la formation d’une vaste chaîne de montagnes : l’orogène varisque. Cette chaîne, longue de plusieurs milliers de kilomètres et large de plusieurs centaines de kilomètres, traversait autrefois une grande partie de l’Europe et de l’Amérique du Nord actuelles. Par son extension et par les mécanismes géodynamiques impliqués, elle est souvent comparée à l’orogène alpin-himalayen, formé au Cénozoïque lors de la collision entre l’Inde et l’Eurasie.

Malgré ce cadre général aujourd’hui bien établi, la chronologie précise et la signification géodynamique des différents événements tectoniques, magmatiques et métamorphiques restent encore débattues. Les données géologiques montrent en effet que l’histoire de la chaîne varisque est complexe et qu’elle résulte de plusieurs phases successives de déformation.

Dans ce contexte, l’étude du Massif central français et du Massif armoricain apporte des informations essentielles pour comprendre l’évolution de la chaîne varisque en Europe occidentale. L’analyse critique des données géologiques disponibles suggère que cette évolution s’inscrit dans une histoire polycyclique.

Un premier cycle, qui s’étend du Cambrien au Dévonien inférieur, correspond à une période marquée par des phases de rifting et par la dérive de microcontinents, suivies de phases de convergence et d’accrétion entre ces blocs crustaux. Un second cycle, du Dévonien au Carbonifère supérieur, correspond à la véritable collision continentale entre les grands continents impliqués, collision qui conduit à l’édification de la chaîne varisque.

Architecture à grande échelle du Massif central français et du Massif armoricain

En France, les roches anté-permiennes affleurent dans plusieurs massifs tels que les Ardennes, les Vosges, le Massif armoricain et le Massif central, ainsi que dans le socle des chaînes alpines et pyrénéennes cénozoïques (figure 1).

Le Massif central et le Massif armoricain sont les plus étendus. Ils ont été moins remaniés par la tectonique récente et constituent donc les exemples les plus représentatifs des massifs paléozoïques français.

Dans ces deux régions, on distingue trois grands domaines tectoniques et paléogéographiques, disposés du sud vers le nord :

1. La marge nord du Gondwana, représentée par l’ensemble du Massif central et la partie méridionale du Massif armoricain.
2. Le microcontinent Armorica, correspondant au domaine armoricain central.
3. Un autre microcontinent, identifié dans le domaine du Léon.

Malgré certaines lacunes d’observation — notamment au niveau de l’orocline ibéro-armoricaine ou de la plaine d’Europe centrale — ces domaines peuvent être suivis depuis le sud de l’Espagne jusqu’à la Bohême. Toutefois, les corrélations entre l’Ibérie et le massif bohémien restent encore controversées. La discussion détaillée de ce problème dépasse le cadre de cet article, qui se concentre sur le Massif central français et le Massif armoricain.

La marge nord du Gondwana

La marge nord du Gondwana est représentée par la partie méridionale du Massif armoricain et par l’ensemble du Massif central. Ces deux régions ont connu une évolution tectonique similaire.

Toutefois, en Bretagne méridionale, la structure originelle en nappes, caractérisée par une foliation subhorizontale et des unités empilées, est masquée par des failles subverticales appartenant à la zone de cisaillement sud-armoricaine, de décrochement dextre.

Bien que cette structure soit importante pour la compréhension du cadre tectonique global, la zone de cisaillement sud-armoricaine correspond à une structure tardive, active au Namurien–Westphalien, comme l’indique la présence de plutons leucogranitiques syntectoniques.

Le décalage total estimé, de l’ordre de 50 à 80 km, n’altère pas de manière significative la reconstruction générale de la marge nord-gondwanienne par rapport au domaine armoricain central.

Les unités empilées reconnues dans le Massif central et le sud du Massif armoricain sont présentées de bas en haut.

i. Le bassin d’avant-pays

Le bassin d’avant-pays, situé dans la partie la plus méridionale du Massif central, correspond à un bassin turbiditique du Carbonifère moyen (Viséen–Namurien) qui s’étend largement vers le sud sous la plaine côtière méditerranéenne et jusqu’aux Pyrénées.

Dans la Montagne Noire, les faciès turbiditiques proximaux correspondent à un wild flysch contenant des olistolithes kilométriques de roches sédimentaires paléozoïques provenant de l’unité sus-jacente.

En Vendée, à l’extrémité méridionale du Massif armoricain, affleure un olistostrome tournaisien-viséen contenant des radiolarites siluriennes et des calcaires, mais son contexte structural reste encore mal compris.

ii. La chaîne plissée et chevauchante paléozoïque

La chaîne plissée et chevauchante paléozoïque est constituée de roches peu ou pas métamorphisées, déplacées vers le sud sous forme de nappes de charriage ou de plis couchés kilométriques.

Ces structures sont bien développées dans la Montagne Noire, mais absentes dans le Massif armoricain.

Les roches cambriennes et ordoviciennes sont recouvertes en discordance par des dépôts terrigènes et des carbonates de plate-forme d’âge dévonien et carbonifère inférieur. Les roches siluriennes sont presque absentes.

iii. L’unité para-autochtone

Plus au nord, l’unité para-autochtone chevauche les séries sédimentaires paléozoïques.

Elle est constituée de métapélites, quartzites, avec une faible proportion de calcaires et d’amphibolites, métamorphisées dans les faciès schistes verts à amphibolite inférieur.

Cette unité est largement exposée dans les Cévennes, l’Albigeois et la Vendée.

Dans le nord du Massif central, elle affleure dans des fenêtres tectoniques entourées par l’unité des gneiss inférieurs.

Dans les Cévennes et en Vendée, cette unité repose sur des orthogneiss partiellement migmatitisés, dérivés de granites alcalins.

iv. L’unité inférieure des gneiss (UIG)

L’unité inférieure des gneiss est composée de métagrauwackes, métapélites et métarhyolites formées sous des conditions de pression et température moyennes.

Ces roches sont intrudées par de nombreux granitoïdes alcalins porphyriques d’âge cambrien à ordovicien inférieur, transformés lors des événements tectono-métamorphiques en orthogneiss à yeux (augen gneiss).

v. L’unité supérieure des gneiss (USG)

L’unité supérieure des gneiss constitue la nappe sus-jacente. Elle est formée de roches ayant subi les pressions métamorphiques les plus élevées, atteignant localement le faciès éclogite à coésite près de Lyon.

Les protolithes de cette unité, en partie similaires à ceux de l’unité des gneiss inférieurs, comprennent des métasédiments et des granitoïdes.

L’USG se caractérise également par une association magmatique bimodale, appelée complexe leptynite–amphibolite, interprétée comme liée au rifting ayant conduit à la séparation d’Armorica de la marge nord du Gondwana.

Dans le Massif central, quelques métagabbros ordoviciens inférieurs et ultramafites serpentinisées sont parfois interprétés comme des reliques de l’océan médio-européen.

Cependant, il est important de noter que les nappes ophiolitiques déformées et métamorphisées lors de l’événement dévonien D1 ne sont pas reconnues dans le Massif central.

En revanche, dans la baie d’Audierne, à l’extrémité occidentale du Massif armoricain, des métabasites, roches volcano-sédimentaires mafiques et péridotites serpentinisées sont interprétées comme des restes ophiolitiques de l’océan médio-européen paléozoïque inférieur.

Des micaschistes à glaucophane et grenat ± lawsonite présents au Bois de Céné et à l’île de Groix constituent des sous-unités de l’USG.

Les schistes bleus sont très rares dans le Massif central.

La partie supérieure de l’USG est constituée de migmatites, résultant de la fusion partielle de roches pélitiques et quartzo-feldspathiques. Dans ces roches, les restites mafiques correspondent à des éclogites rétrogradées.

vi. L’unité de Thiviers-Payzac

L’unité de Thiviers-Payzac constitue l’unité tectonique la plus élevée de l’empilement allochtone dans le Massif central.

Elle est formée de métagrauwackes, rhyolites et quartzites cambriennes.

Contrairement à l’USG sous-jacente, elle n’a jamais subi de métamorphisme de haute pression.

Le caractère allochtone de cette unité, établi à partir d’observations structurales et métamorphiques, est également confirmé par des profils sismiques.

Cette unité est lithologiquement et structuralement similaire à l’unité para-autochtone affleurant dans le sud du Massif central.

En Vendée, elle correspond aux roches du synclinal de Chantonnay, constituées de grauwackes, rhyolites, quartzites et siltites.

Grâce à un métamorphisme plus faible que dans le Massif central, des fossiles cambriens et siluro-dévo­niens permettent de préciser l’âge stratigraphique de cette unité.

vii. L’unité de Brévenne

L’unité de Brévenne est constituée de roches océaniques dévoniennes : basaltes en coussins, dykes de diabase, gabbros, ultramafites et sédiments siliceux.

Elle est interprétée comme une nappe ophiolitique, charriée vers le nord-ouest sur des gneiss pré-dévo­niens au Dévonien terminal – Carbonifère inférieur.

Dans le sud du Limousin, de petits affleurements de gabbros, de volcanites mafiques, de radiolarites et de calcaires dévoniens constituent l’unité de Génis.

Son contexte structural et paléogéographique reste débattu : il pourrait s’agir soit d’une nappe ophiolitique, soit d’un olistostrome remaniant des roches océaniques comparables à celles de l’unité de Brévenne.

viii. Particularités du sud du Massif armoricain

L’unité de Brévenne n’est pas reconnue dans le Massif armoricain. Toutefois, la partie méridionale de ce massif présente deux caractéristiques particulières.

À l’est de Nantes, la nappe des Mauges est constituée de micaschistes néoprotérozoïques, recouverts en discordance par des dépôts terrigènes et des laves acides cambriennes-ordoviciennes non métamorphisées. Cette nappe chevauche les roches métamorphiques de haute pression et les migmatites du complexe de Champtoceaux, corrélées avec l’USG.

Il est notable que le sud du Massif armoricain constitue le seul endroit des massifs varisques français où une nappe de socle recouvre l’unité des gneiss supérieurs.

Au nord de l’estuaire de la Loire, des roches métamorphiques de haute température, des migmatites et des granitoïdes forment l’anticlinal de Cornouaille.

La structure générale de cette zone complexe et ses relations avec les autres unités du Massif armoricain restent mal comprises.

La limite entre la marge nord du Gondwana et le domaine armoricain central correspond à la faille de Nort-sur-Erdre, interprétée comme la zone de suture paléozoïque inférieure, ultérieurement réactivée par une tectonique décrochante.

Encadré — Les subdivisions du Carbonifère

Le Carbonifère correspond à une période du Paléozoïque comprise entre environ 359 et 299 millions d’années. Elle est classiquement divisée en deux grandes époques : le Mississippien (Carbonifère inférieur) et le Pennsylvanien (Carbonifère supérieur). Cette division, largement utilisée dans la stratigraphie internationale moderne, correspond à des ensembles de séries bien définies dans les bassins d’Amérique du Nord, où ces noms ont été initialement proposés.

Le Mississippien s’étend approximativement de 359 à 323 Ma. Dans la stratigraphie européenne traditionnelle, il correspond principalement aux étages Tournaisien et Viséen, auxquels s’ajoute la base du Serpukhovien. Le Tournaisien marque le début du Carbonifère, immédiatement après la crise biologique du Dévonien terminal. Il est caractérisé dans de nombreuses régions par des séries marines relativement profondes. Le Viséen correspond à une période d’extension des plates-formes carbonatées dans plusieurs bassins européens, notamment dans les domaines varisques.

Le Pennsylvanien couvre l’intervalle d’environ 323 à 299 Ma. Dans la terminologie européenne classique, il correspond aux étages Namurien et Westphalien, auxquels succède le Stéphanien. Ces subdivisions ont été définies dans les bassins houillers d’Europe occidentale, en particulier en Belgique et dans le nord de la France. Elles sont étroitement associées aux grandes séries sédimentaires continentales riches en charbon qui caractérisent le Carbonifère supérieur.

Le Namurien correspond généralement à une période de transition marquée par l’installation de vastes bassins sédimentaires recevant des dépôts détritiques issus de l’érosion de la chaîne varisque en cours d’édification. Le Westphalien représente la phase classique de formation des bassins houillers, dominée par des alternances de dépôts fluviaux, deltaïques et marécageux dans lesquels se forment les couches de charbon. Le Stéphanien, qui constitue la partie terminale du Carbonifère supérieur en Europe occidentale, correspond à une évolution vers des bassins plus continentaux et souvent intramontagneux, associés aux dernières phases tectoniques de l’orogenèse varisque.

Il faut noter que ces subdivisions historiques européennes ne correspondent pas exactement aux étages internationaux actuellement définis par la Commission internationale de stratigraphie. Néanmoins, les termes Tournaisien, Viséen, Namurien et Westphalien restent très largement utilisés dans la littérature géologique consacrée à l’orogenèse varisque et aux bassins houillers européens, ce qui explique leur présence fréquente dans les travaux consacrés au Massif central, au Massif armoricain et aux bassins d’Europe occidentale.

Encadré — Quelques termes clés des bassins turbiditiques

Les turbidités (ou courants de turbidité) sont des écoulements gravitaires sous-marins chargés en particules sédimentaires. Lorsque des sédiments accumulés sur une pente continentale deviennent instables — par exemple à la suite d’un séisme, d’une surcharge sédimentaire ou d’un effondrement de marge — ils peuvent se mettre en mouvement et former une masse dense qui dévale la pente du bassin. Ce mélange d’eau et de sédiments en suspension se comporte comme un fluide turbulent plus dense que l’eau environnante. En se propageant vers le fond du bassin, il dépose progressivement les particules qu’il transporte, produisant des séquences turbiditiques caractérisées par un granoclassement décroissant (dépôts grossiers à la base, plus fins au sommet). Les empilements de tels dépôts constituent les séries turbiditiques fréquentes dans les bassins d’avant-pays associés aux chaînes de montagnes.

Le terme flysch désigne précisément ce type de série sédimentaire épaisse formée par l’accumulation répétée de dépôts turbiditiques dans un bassin profond situé en bordure d’une chaîne en formation. Les flyschs sont typiquement constitués d’une alternance de grès, de siltites et de pélites, déposés par des courants gravitaires provenant de reliefs voisins en cours d’érosion. Dans de nombreuses chaînes de montagnes (Alpes, Carpates, Appalaches ou chaîne varisque), les flyschs enregistrent l’activité tectonique et l’érosion rapide des reliefs orogéniques.

On parle de wild flysch lorsque ces dépôts turbiditiques sont perturbés par l’arrivée massive de blocs ou de paquets rocheux provenant directement du front tectonique voisin. Le sédiment devient alors très chaotique, mêlant des turbidites classiques et des éléments de grande taille transportés par des glissements gravitaires ou des effondrements de pente. Le terme « wild » souligne le caractère désorganisé et instable de ces dépôts, typiques de zones où la tectonique active provoque des déstabilisations fréquentes des marges du bassin.

Les olistolithes sont de grands blocs rocheux isolés, parfois de taille hectométrique à kilométrique, qui se retrouvent inclus dans des sédiments plus fins. Ils proviennent généralement de formations plus anciennes arrachées à un relief voisin ou à une nappe tectonique et transportées par des glissements gravitaires sous-marins. Dans les bassins orogéniques, ils peuvent représenter des fragments de la couverture sédimentaire ou du socle provenant des unités structurales en cours de charriage.

Lorsque ces blocs s’accumulent dans une matrice sédimentaire chaotique issue de glissements et de coulées gravitaires, l’ensemble du dépôt est appelé olistostrome. Un olistostrome correspond donc à un niveau sédimentaire désorganisé composé d’une matrice généralement argileuse ou turbiditique dans laquelle sont dispersés des blocs de tailles très variables. Ces formations témoignent de l’instabilité des pentes dans les bassins liés aux chaînes de montagnes, où les déformations tectoniques et la surcharge sédimentaire favorisent les effondrements sous-marins.

Ainsi, la présence de wild flysch, d’olistolithes et d’olistostromes constitue un indicateur classique de bassin d’avant-pays actif, situé à proximité immédiate d’un front orogénique, où les reliefs en cours d’édification alimentent le bassin en grandes quantités de sédiments et provoquent des instabilités gravitaires fréquentes.

Le flysch correspond à une série sédimentaire profonde déposée dans un bassin d’avant-pays situé devant une chaîne de montagnes en formation. La charge tectonique du prisme orogénique provoque une flexure de la lithosphère continentale, créant une dépression allongée appelée foredeep, dans laquelle s’accumulent de grandes quantités de sédiments provenant de l’érosion de la chaîne.

Ces sédiments sont transportés vers le bassin profond par des systèmes de canyons sous-marins et par des courants de turbidité. Il en résulte des séries très épaisses alternant grès turbiditiques et pélites, parfois sur plusieurs kilomètres d’épaisseur. Dans les chaînes anciennes comme la chaîne varisque ou alpine, les flyschs constituent l’un des enregistrements les plus caractéristiques de la sédimentation syn-orogénique.

Dans les zones proches du front tectonique, la tectonique active provoque fréquemment des effondrements de pente et des glissements sous-marins qui perturbent les dépôts turbiditiques. Ces dépôts chaotiques sont souvent désignés sous le terme de wild flysch.

Dans les bassins proches d’un front tectonique actif, les pentes sous-marines peuvent devenir instables et produire de grands glissements gravitaires. Ces glissements arrachent des blocs entiers de roches qui sont transportés dans le bassin.

Ces blocs isolés sont appelés olistolithes. Leur taille peut varier de quelques mètres à plusieurs kilomètres et ils sont souvent constitués de roches plus anciennes que la matrice qui les entoure.

Lorsque ces blocs sont dispersés dans une matrice sédimentaire chaotique formée par des coulées gravitaires et des glissements de pente, l’ensemble du dépôt est appelé olistostrome. Ces formations témoignent d’un environnement très instable situé à proximité d’un relief tectonique actif, où les glissements sous-marins alimentent le bassin en matériel grossier et désorganisé. Les olistostromes sont ainsi fréquents dans les bassins d’avant-pays et les bassins d’accrétion associés aux chaînes de montagnes.

Encadré — Qu’est-ce qu’une métagrauwacke ?

Le terme grauwacke (ou greywacke en anglais) désigne un type de grès riche en matrice argileuse, généralement sombre et mal trié, formé par l’accumulation rapide de sédiments provenant de l’érosion d’un relief voisin. Ces roches sont caractérisées par un mélange de grains de quartz, de feldspaths et de fragments de roches (fragments lithiques) dispersés dans une matrice fine argileuse ou silteuse. Leur mauvaise sélection granulométrique et leur composition immature indiquent un transport relativement court et un dépôt rapide, souvent dans des environnements tectoniquement actifs. Les grauwackes sont très fréquentes dans les bassins profonds associés aux chaînes de montagnes, où elles sont transportées vers le bassin par des courants de turbidité et constituent une grande partie des séries de flysch.

Lorsque ces grès riches en matrice sont soumis à un métamorphisme régional, généralement lors d’une orogenèse, ils subissent une transformation minéralogique et structurale qui conduit à la formation d’une métagrauwacke. La roche conserve souvent la composition globale de la grauwacke d’origine, mais ses minéraux argileux se recristallisent pour former des minéraux métamorphiques tels que chlorite, muscovite, biotite ou grenat, selon le degré de métamorphisme. La texture sédimentaire initiale peut encore être partiellement reconnaissable, notamment par la présence de grains détritiques de quartz et de feldspath, mais la roche acquiert généralement une schistosité ou une foliation liée aux déformations tectoniques.

Les métagrauwackes sont ainsi fréquentes dans les socles métamorphiques des chaînes anciennes, comme dans la chaîne varisque européenne. Elles témoignent souvent de l’existence d’anciens bassins sédimentaires profonds situés en bordure d’un domaine tectoniquement actif, dont les sédiments ont ensuite été enfouis, déformés et métamorphisés lors de la formation de la chaîne de montagnes.

Le domaine centre-armoricain

Le domaine centre-armoricain constitue la majeure partie du Massif armoricain. Il est formé d’un socle protérozoïque édifié au cours de l’orogenèse néoprotérozoïque (ou cadomienne), recouvert en discordance par une couverture sédimentaire allant du Cambrien au Carbonifère inférieur, et intrudé par de nombreux plutons carbonifères.

Le domaine centre-armoricain est limité au sud, par rapport à la marge nord-gondwanienne, par la faille de Nort-sur-Erdre, et au nord, par rapport au bloc du Léon, par la suture du Conquet. Vers le nord-est, la limite du domaine centre-armoricain est masquée sous la Manche.

Deux sous-domaines peuvent être distingués dans le domaine centre-armoricain.

• Le secteur oriental, autour de Rennes et en Normandie, est constitué d’un socle protérozoïque déformé et métamorphisé lors de l’orogenèse cadomienne néoprotérozoïque, sur lequel repose en discordance une couverture sédimentaire paléozoïque. Au cours du Paléozoïque, cette zone orientale n’a subi qu’une déformation relativement faible, caractérisée par des plis droits accompagnés d’une schistosité subverticale, contemporains d’un métamorphisme de basse à moyenne température. Ces structures et ce métamorphisme sont liés à la mise en place de granites le long des zones de cisaillement nord- et sud-armoricaines. Depuis la zone de cisaillement nord-armoricaine jusqu’à Cherbourg, les roches paléozoïques reposant en discordance sur le socle protérozoïque sont faiblement déformées en synclinaux à vergence sud, orientés E–O à NE–SO, associés à des décollements entre le socle et la couverture.

• Le secteur occidental, situé à l’est de Brest, a subi une tectonique et un métamorphisme paléozoïques plus intenses que le secteur oriental. Des déplacements horizontaux ainsi qu’un métamorphisme local à staurotide, disthène et grenat se sont produits avant la sédimentation du bassin carbonifère inférieur de Châteaulin . Comme l’avaient suggéré les premiers auteurs et comme cela sera discuté plus loin, cet événement Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, appelé phase bretonne, a joué un rôle majeur dans l’évolution géodynamique du domaine centre-armoricain.
• Le secteur occidental du domaine centre-armoricain a été plus fortement déformé que le secteur oriental parce qu’il se trouve au voisinage de la bordure tectonique avec le Léon, c’est-à-dire dans une zone où la convergence varisque s’est concentrée. Cette convergence a provoqué plis, chevauchements, cisaillements et un métamorphisme régional localement assez fort pour former grenat, staurotide et disthène. Cet épisode, daté du Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, correspond à la phase bretonne.

• La partie méridionale du domaine centre-armoricain, située au nord de la faille de Nort-sur-Erdre, est constituée d’une unité particulière appelée unité de Saint-Georges-sur-Loire. Des travaux pétrologiques et structuraux récents montrent que cette unité comprend deux sous-unités :
  • une sous-unité méridionale olistostromique, d’âge Dévonien moyen à supérieur,
  • et une sous-unité septentrionale terrigène. Les olistolithes comprennent des radiolarites siluriennes, des calcaires dévoniens, des laves mafiques en coussins, des gabbros et des pyroclastites, des rhyolites probablement cambriennes, ainsi que des grauwackes non datées.
  • Les deux sous-unités sont charriées vers le nord au-dessus de l’anticlinal de Lanvaux, constitué de roches sédimentaires cambriennes-ordoviciennes et de l’orthogneiss ordovicien de Lanvaux. La signification tectonique de l’unité de Saint-Georges-sur-Loire sera discutée plus loin.

Dans la suite de cette étude, le domaine centre-armoricain sera considéré comme une partie du microcontinent Armorica, correspondant à une bande continentale détachée du Gondwana à l’Ordovicien puis ressoudée à celui-ci au Silurien supérieur.

Le domaine du Léon

Le domaine du Léon constitue la partie nord-ouest du Massif armoricain. Malgré la présence de nombreux plutons carbonifères qui masquent en partie les relations structurales entre les unités, une pile antiformal de nappes est actuellement reconnue. De la base vers le sommet, la structure du domaine du Léon comprend les unités suivantes.

• L’unité para-autochtone correspond à des paragneiss intrudés par des orthogneiss à yeux (Tréglonou et Plounévez-Lochrist), dont la mise en place est datée à 385 ± 8 Ma par la méthode Rb-Sr sur roche totale, et à 400 ± 40 Ma par la méthode U-Pb sur zircons. Les orthogneiss à yeux comme les roches encaissantes ont subi une migmatitisation, dont l’âge reste encore inconnu.
• La nappe inférieure est constituée de gneiss à biotite-grenat-sillimanite renfermant des roches éclogitiques, pour la plupart rétrogradées en amphibolites, dérivées de gabbros ou de basaltes. Des pyroxénites et serpentinites affleurent localement. Les conditions pression-température du métamorphisme éclogitique sont estimées à environ 14–15 kbar et 650–700 °C. Les datations U-Pb sur zircons donnent un âge de 439 ± 12 Ma, interprété comme celui du métamorphisme de haute pression.
• La nappe intermédiaire, ou nappe ophiolitique de Penzé–Le Conquet, comprend des amphibolites d’origine ortho- et para-dérivée, des métagabbros, des serpentinites, des micaschistes à biotite-grenat-staurotide et des métacherts. Ces roches sont interprétées comme les restes d’un domaine océanique qui séparait le domaine du Léon du domaine centre-armoricain et qui correspond à la suture du Conquet.
• La nappe supérieure est constituée de micaschistes du Protérozoïque supérieur intrudés par des granodiorites ordoviciennes, aujourd’hui transformées en orthogneiss (par exemple l’orthogneiss de Brest) daté d’environ 466 ± 25 Ma par la méthode Rb-Sr sur roche totale. Une couverture paléozoïque composée de quartzites blancs et de pélites ordoviciennes faiblement déformés recouvre ce socle protérozoïque. Un décollement dirigé vers le nord sépare cette couverture paléozoïque de son socle.

Cette pile de nappes est recoupée par la faille décrochante dextre de l’Elorn, qui constitue une branche de la zone de cisaillement nord-armoricaine. La principale déformation ductile, contemporaine de l’empilement des nappes dans le bloc du Léon, est caractérisée par une linéation d’étirement orientée N–S à NNW–SSE, associée à des critères de cisaillement vers le nord (ou le nord-ouest) observés depuis l’unité para-autochtone jusqu’à la nappe ophiolitique de Penzé–Le Conquet. Une seconde déformation ductile est limitée à la faille décrochante dextre de l’Elorn.

Le cisaillement vers le nord n’est pas encore daté précisément, mais il est antérieur à la mise en place du granite viséen précoce de Saint-Renan-Kersaint (≈340 Ma) et postérieur aux quartzites ordoviciens de la nappe supérieure. Un âge carbonifère inférieur (probablement tournaisien) est donc probable.

Le domaine du Léon a parfois été interprété comme la partie occidentale de l’unité des gneiss supérieurs du sud du Massif armoricain, située à l’ouest de la baie d’Audierne et transportée vers le nord par la faille décrochante de l’Elorn. Toutefois, cette interprétation n’est pas confirmée par les données disponibles. Près de la rivière Penzé, à l’extrémité nord-est du domaine du Léon, une telle faille décrochante n’est pas reconnue. Au contraire, la foliation à faible pendage vers le sud et la linéation NNW–SSE bien développées suggèrent plutôt que le domaine centre-armoricain chevauche le domaine du Léon. Ainsi, la nappe ophiolitique de Penzé–Le Conquet, enracinée dans la suture du Conquet, sépare le domaine du Léon du domaine centre-armoricain.

Les coupes : architecture comparée du Massif central et du Massif armoricain méridional

Les deux coupes présentées ici ont pour but de montrer que le Massif central et le Massif armoricain méridional appartiennent à un même grand ensemble tectonique, celui de la marge nord du Gondwana, mais qu’ils en montrent des expressions structurales un peu différentes. Dans les deux cas, l’architecture résulte de l’empilement de nappes métamorphiques, de grands cisaillements ductiles et de déformations successives notées D1, D2 et D3. Ces coupes sont donc des schémas de synthèse : elles ne représentent pas la topographie réelle, mais l’organisation profonde des unités et leur histoire tectonique.

La coupe du haut : une synthèse à travers le Massif central

La coupe supérieure est orientée du sud vers le nord, depuis la Montagne Noire jusqu’à l’Unité supérieure des gneiss. Elle montre d’abord, à l’extrémité sud, un bassin d’avant-pays associé à la Montagne Noire. Ce bassin correspond à une dépression flexurale installée en avant de la chaîne varisque, où se déposent des sédiments synorogéniques, notamment des turbidites. Juste au nord apparaît un dôme migmatitique, qui traduit une remontée de matériel crustal profond partiellement fondu. Ce type de dôme est typique des zones où la croûte a été épaissie puis réchauffée, avant d’être exhumée au cours de l’évolution orogénique.

Plus au nord, la coupe fait apparaître plusieurs grandes unités tectono-métamorphiques : la nappe de Saint-Sernin-sur-Rance, les unités du Rouergue, puis, plus au nord encore, la Margeride, avant d’atteindre l’Unité supérieure des gneiss. Sous cet empilement, le schéma représente une Unité inférieure des gneiss, une unité para-autochthone, puis, plus en profondeur, un socle protérozoïque mal connu. L’idée générale est donc celle d’une croûte organisée en feuillets tectoniques superposés, où les unités les plus métamorphiques et les plus profondes ont été transportées puis exhumées.

Les flèches D1, D2 et D3 résument les grandes étapes de la déformation. D1 correspond à une phase ancienne de charriage, associée à la mise en place de nappes vers le sud-ouest dans les modèles de Faure. D2 marque une phase majeure de raccourcissement et de cisaillement ductile, qui réorganise fortement l’édifice. D3, enfin, correspond à une phase plus tardive souvent liée à l’exhumation, au bombement de certains domaines migmatitiques et à des ajustements tardiorogéniques. Il ne faut pas lire ces flèches comme des failles uniques, mais comme l’expression schématique de plusieurs épisodes tectoniques successifs.

Le message essentiel de cette coupe est que le Massif central est un édifice polyphasé, où la structure actuelle résulte de l’interaction entre l’empilement des nappes, le métamorphisme profond, la fusion crustale et l’exhumation tardive. La présence du bassin d’avant-pays au sud rappelle aussi que la chaîne varisque ne se résume pas à des unités métamorphiques internes : elle possède également un domaine externe, sédimentaire, lié au chargement tectonique de l’orogène.

La coupe du bas : une synthèse à travers le Massif armoricain méridional

La coupe inférieure est orientée du sud-ouest vers le nord-est. Elle montre le passage depuis la marge nord du Gondwana, représentée ici par la Vendée et le secteur de Chantonnay, jusqu’au Domaine center-armoricain, au-delà de la faille de Nort-sur-Erdre, interprétée comme une zone de suture. Cette coupe est particulièrement importante, car elle met en relation les unités métamorphiques du sud armoricain avec les domaines plus faiblement métamorphiques du centre de l’Armorique.

À la base de la coupe apparaît, là encore, une unité para-autochtone reposant sur un socle protérozoïque mal connu. Au-dessus se disposent plusieurs unités tectoniques charriées, parmi lesquelles l’Unité inférieure des gneiss, l’Unité supérieure des gneiss, puis le Complexe de Champtoceaux. Ce dernier joue un rôle majeur dans les interprétations géodynamiques, car il contient des roches de haute pression et constitue un élément clé pour reconnaître une histoire de subduction-collision dans le sud du Massif armoricain.

Plus au nord-est apparaît la nappe des Mauges, puis la faille de Nort-sur-Erdre, interprétée ici comme la limite majeure entre la marge nord-gondwanienne au sud et le Domaine center-armoricain au nord. De l’autre côté de cette zone se trouvent les unités de Saint-Georges-sur-Loire et de Lanvaux, ainsi que le substratum néoprotérozoïque du domaine centre armoricain. La coupe suggère donc que le Massif armoricain n’est pas un bloc homogène, mais un assemblage de domaines ayant des histoires différentes, juxtaposés au cours de l’orogenèse varisque.

Comme dans la coupe du Massif central, les flèches D1, D2 et D3 résument des épisodes successifs de déformation. On retrouve une phase ancienne de transport tectonique, puis une phase majeure de raccourcissement ductile, enfin des réajustements tardifs. Ce qui ressort surtout ici, c’est l’importance de la suture de Nort-sur-Erdre : elle marque une séparation fondamentale entre deux ensembles crustaux distincts. Cette coupe illustre ainsi l’idée que le sud du Massif armoricain appartient à la marge nord du Gondwana, tandis que le domaine center-armoricain possède une personnalité propre, souvent rattachée à Armorica dans les reconstructions paléogéographiques.

Ce que montrent ensemble les deux coupes

L’intérêt de présenter ces deux coupes côte à côte est de souligner la parenté structurale entre le Massif central et le sud du Massif armoricain. Dans les deux cas, on retrouve une organisation en unités superposées, avec unités para-autochthones, unités de gneiss, nappes métamorphiques et grands cisaillements ductiles. Cela appuie l’idée que ces deux régions appartiennent au même grand domaine varisque lié à la marge nord du Gondwana.

Mais les deux coupes montrent aussi une différence importante. Dans le Massif central, la coupe insiste davantage sur l’empilement interne des unités, le métamorphisme profond, les migmatites et le lien avec un bassin d’avant-pays méridional. Dans le Massif armoricain, la coupe met davantage en valeur la juxtaposition de domaines distincts et le rôle fondamental d’une zone de suture, celle de Nort-sur-Erdre, qui sépare le domaine nord-gondwanien du domaine center-armoricain.

En résumé, ces schémas montrent que l’orogenèse varisque en France résulte à la fois d’un empilement de nappes, d’un métamorphisme crustal profond, d’une fusion partielle locale, et de la collision/juxtaposition de domaines crustaux différents. Ils permettent ainsi de replacer le Massif central et le Massif armoricain dans une même histoire d’ensemble, tout en soulignant leurs spécificités régionales.

Évolution tectono-métamorphique du Massif central et du Massif armoricain

Quatre grandes phases ductiles et synmétamorphiques permettent de rendre compte de l’évolution tectonique des massifs paléozoïques français.

• La plus ancienne est contemporaine du métamorphisme de haute pression à ultra-haute pression enregistré dans les roches à faciès éclogite de l’USG. Bien que la plupart des roches de haute pression soient des roches mafiques, on trouve localement des orthogneiss à jadéite. Des conditions physiques similaires, de l’ordre de 18 à 20 kbar et 650 à 750 °C, ont été calculées à partir des éclogites de l’USG à la fois dans le Massif central et dans le Massif armoricain. Les datations radiométriques disponibles se groupent autour de 415 Ma. Comme les roches de haute pression ne subsistent le plus souvent que sous forme de reliques en blocs au sein de roches au faciès amphibolite ou de migmatites, les informations structurales sont assez rares. Les trois événements suivants sont mieux documentés.

L’événement D1 du Dévonien inférieur à moyen (390-360 Ma)

Cet événement tectono-métamorphique est contemporain de la fusion crustale des roches riches en Si-Al (c’est-à-dire les pélites et les granitoïdes) de l’Unité Supérieure des Gneiss, tandis que les roches mafiques subsistent sous forme de restites amphibolitiques dans les migmatites. La migmatitisation est datée du Dévonien moyen : 384 ± 16 Ma par la méthode Rb/Sr sur roche totale dans le Lyonnais; 383 ± 5 Ma par la méthode U/Pb sur fractions de zircon dans le Limousin; et 386 ± 6 Ma par la méthode chimique U/Th/Pb sur grain unique de monazite dans le Complexe de Champtoceaux. Les estimations P-T obtenues à partir des couples grenat–plagioclase et grenat–biotite indiquent respectivement des conditions métamorphiques de 7 ± 0,5 kbar et 700 ± 50 °C.

Du point de vue structural, la foliation migmatitique subhorizontale présente une linéation minérale et d’étirement orientée NE-SW (N30 à N60E), marquée par la sillimanite fibreuse ou la biotite dans les migmatites, et par la biotite ou l’amphibole dans les roches mafiques. Les critères de cisaillement indiquent un déplacement vers le SW. Localement, la texture migmatitique est totalement reprise par une fabrique mylonitique. Les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 381 ± 5 Ma et 389 ± 8 Ma obtenus sur hornblende dans des amphibolites du plateau d’Aigurande, ou de 385 ± 8 Ma et 383 ± 8 Ma obtenus respectivement sur amphibolite et biotite de gneiss issus du forage de Couy, correspondent à l’âge de ce métamorphisme syntectonique.

En accord avec les modèles thermiques, ces âges radiométriques plaident pour une décompression isotherme conduisant à la fusion crustale près de 30 Ma après le développement du métamorphisme de haute pression. On en déduit un gradient thermique élevé, de l’ordre de 50 °C/km, ainsi qu’un taux d’exhumation de 3 à 4 mm/an.

Comme cela a déjà été souligné, dans le Morvan, la présence voisine de roches du Dévonien moyen non métamorphiques et non déformées, ainsi que de reliques éclogitiques dans les migmatites, suggère que, du moins dans la partie nord du Massif central, les roches de haute pression étaient déjà exhumées avant le Dévonien moyen. D’autres roches sédimentaires non déformées du Dévonien moyen à supérieur affleurent de la Vendée aux Vosges; cependant, leur contexte structural, le long de failles tardives, ne permet pas d’observer de contact en discordance. L’absence de grands dépôts détritiques dévoniens implique que l’exhumation des roches métamorphiques varisques de haute pression a été essentiellement un processus assisté par la tectonique.

A : cycle siluro-dévonien dû à la subduction continentale et à la collision de la marge nord du Gondwana sous Armorica. Les roches crustales constituant l’Unité Supérieure des Gneiss ont subi un métamorphisme de faciès éclogite vers 420–400 Ma (c’est-à-dire au Silurien supérieur–Dévonien inférieur) et ont été exhumées vers 390–380 Ma (Dévonien inférieur–moyen). Au cours de cette exhumation, les protolithes mafiques ont été rétromorphosés en amphibolites, tandis que les métapélites et les orthogneiss ont facilement fondu pour produire des migmatites.
B : chemins P-T liés au cycle carbonifère dans différentes unités. TPU : Unité de Thiviers-Payzac ; UGU : Unité Supérieure des Gneiss ; LGU : Unité Inférieure des Gneiss. La pétrologie et la géochronologie indiquent un âge de 360–350 Ma pour le métamorphisme progressif de pression intermédiaire – température intermédiaire. La rétromorphose de ces unités est mal documentée, à l’exception de l’anatexie vers 340–325 Ma.

L’événement D2 du Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur (360-335 Ma)

Comme les caractères structuraux et métamorphiques de D2 diffèrent entre la marge nord du Gondwana et le Domaine centre armoricain, ces deux régions sont présentées successivement.

Dans le Massif central et le Massif armoricain méridional

Dans le Massif central et la partie sud du Massif armoricain, la structure majeure liée à ce stade est une linéation d’étirement orientée NW-SE, largement développée dans l’Unité Inférieure des Gneiss et les unités para-autochtones, mais moins marquée dans l’Unité Supérieure des Gneiss. La linéation NW-SE est aussi observée dans les unités de Thiviers-Payzac et de la Brévenne. Quelle que soit l’unité tectonique, la foliation sur laquelle se développe cette linéation NW-SE est subhorizontale ou à faible pendage. Cette linéation du Carbonifère inférieur ne doit pas être confondue avec une autre linéation d’étirement NW-SE contemporaine de la mise en place des plutons syncinématiques namuro-westphaliens durant l’extension syn-orogénique.

Les contraintes thermobarométriques sont bien établies dans le Limousin et le Rouergue. Dans l’Unité Supérieure des Gneiss, les minéraux métamorphiques syn-D1, comme le disthène, se trouvent soit en inclusions dans le grenat ou le plagioclase, soit sous forme de grains cataclasés boudinés le long de la linéation d’étirement NW-SE. Les minéraux syn-D2, tels que biotite, grenat, plagioclase, cristallisés le long de la linéation NW-SE, indiquent des conditions de 7–10 kbar et 600–700 °C. Les paragneiss appartenant à l’Unité Inférieure des Gneiss donnent des conditions presque semblables de 8–10 kbar et 550–600 °C. Dans l’UIG, les amphibolites, qui n’ont jamais connu l’événement de haute pression, indiquent 8–10 kbar et 700–800 °C. Dans la partie la plus élevée de l’unité de Thiviers-Payzac, biotite-grenat ± staurotide cristallisent couramment le long de l’étirement NW-SE. Les conditions P-T calculées sont respectivement de 4–6 kbar et 400–500 °C. À l’échelle de l’ensemble du Massif central, ces contraintes thermobarométriques plaident pour un métamorphisme prograde de moyenne pression–moyenne température, contemporain de l’étirement NW-SE.

Un cisaillement ductile vers le NW domine depuis le sud-est du Massif central jusqu’à la partie sud du Massif armoricain. De plus, dans le Rouergue, une zone de cisaillement ductile synmétamorphique subhorizontale de taille kilométrique, appelée le chevauchement de Naucelle, transporte vers le NW l’Unité para-autochtone de la région albigeoise sur l’Unité Inférieure des Gneiss. Ce cisaillement vers le NW reprend des structures D1, telles que des plis isoclinaux NE-SW et des linéations d’étirement. Cependant, en certains endroits comme Marvejols ou le sud du Limousin, des déplacements vers le SE ont aussi été reconnus, mais leur chronologie reste mal contrainte. Par exemple, dans le Limousin, il a été montré que ce cisaillement vers le SE correspond à une déformation tardive liée à la tectonique extensive syn-orogénique du Carbonifère supérieur.

Le cisaillement vers le NW est également bien développé dans la nappe ophiolitique de la Brévenne ; en particulier, à la base de la nappe, se développe une zone de cisaillement mylonitique avec des plis isoclinaux parallèles à la linéation d’étirement NW-SE. Cette déformation est datée comme pré-viséenne (c’est-à-dire plus ancienne que 345 Ma) grâce à la discordance du Viséen inférieur (les « conglomérats du Goujet »). Le métamorphisme syn-D2 de moyenne pression–moyenne température est daté par la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur biotite, muscovite et amphibole entre 360 et 350 Ma.

Dans le domaine centre armoricain

Dans le Domaine centre armoricain, plusieurs arguments plaident en faveur de l’existence d’un événement Dévonien supérieur–Tournaisien connu sous le nom de phase bretonne. Depuis la région de Brest jusqu’au bassin de Laval, les travaux stratigraphiques et sédimentologiques montrent qu’une érosion très active des séries ordoviciennes à dévoniennes a eu lieu au Carbonifère inférieur. En profondeur, la partie occidentale du Domaine centre armoricain a subi un métamorphisme régional de moyenne pression–moyenne température, avec assemblage biotite-grenat-staurotide, antérieur au métamorphisme thermique de contact lié au granite carbonifère de Pontivy, daté de 344 ± 8 Ma. Ce “métamorphisme breton” est attribué à un épaississement crustal ; toutefois, son âge exact et les structures qui lui sont associées restent inconnus. Des chevauchements de couverture (thin skin thrusting) ont été décrits dans les régions de Brest et de Plourac’h.

Plus au SE, les séries dévoniennes peu ou pas métamorphiques à blocs dans matrice de l’Unité de Saint-Georges-sur-Loire chevauchent vers le nord l’Unité de Lanvaux . Un cisaillement vers le NW et un décrochement sénestre, respectivement sur des foliations subhorizontales et verticales, ont été reconnus dans les orthogneiss de Lanvaux et leurs roches encaissantes métasédimentaires. Cet événement est antérieur au décrochement dextre médio-carbonifère de la Zone de cisaillement sud-armoricaine, et postérieur au Dévonien moyen, âge des roches sédimentaires déformées. Dans le Domaine centre armoricain, la tectonique en décrochement active du Dévonien supérieur au Carbonifère moyen constitue le trait structural majeur. La limite entre la marge nord du Gondwana et le Domaine centre armoricain, c’est-à-dire la zone de suture varisque de Nort-sur-Erdre, est reprise par un cisaillement sénestre, le long duquel s’ouvre le bassin d’Ancenis comme un pull-apart sénestre aux temps tournaisien et viséen.

Une conséquence de l’événement D2 du Dévonien supérieur–Tournaisien est la remise à zéro thermique des géochronomètres. Les mesures Sm-Nd effectuées sur les éclogites du Complexe de Champtoceaux donnent un âge de 360 Ma. Cet âge n’est pas cohérent avec les autres datations du métamorphisme de haute pression de l’Unité Supérieure des Gneiss. De plus, la migmatite qui constitue la partie supérieure de la nappe de Champtoceaux et qui renferme des restites mafiques dérivées d’éclogites est datée de 386 ± 5 Ma. Par conséquent, cet âge de 360 Ma ne correspond pas à la cristallisation des minéraux de haute pression. La signification géologique des âges de 360 Ma obtenus sur les éclogites de Bretagne méridionale reste donc incertaine. Une interprétation possible serait une remise à zéro au cours de l’événement tectono-métamorphique D2.

L’événement D3 du Carbonifère moyen (335-330 Ma)

La déformation ductile synmétamorphique D3 n’est reconnue que dans les parties méridionales du Massif central et du Massif armoricain. Dans le tiers sud du Massif central, l’Unité para-autochtone des Cévennes et de la région de l’Albigeois a connu sa première déformation synmétamorphique vers 340–335 Ma. Plus au sud encore, les plis couchés et les chevauchements des séries paléozoïques, à vergence sud, sont datés du Viséen supérieur–Namurien inférieur (vers 325 Ma) grâce aux sédiments synorogéniques déposés dans un bassin d’avant-pays de type flexural. Ce rajeunissement progressif vers le sud de la tectonique de cisaillement, contemporaine du développement de foliations subhorizontales, d’une linéation d’étirement orientée N-S et de déplacements vers le sud, a été invoqué pour proposer un empilement de nappes de type himalayen. Ce modèle ne rend cependant compte que de l’évolution tectonique viséenne de la partie méridionale externe de la chaîne. En revanche, la transition entre le cisaillement vers le NW du Carbonifère inférieur et le cisaillement vers le sud du Carbonifère moyen reste mal comprise. L’événement D3 est aussi reconnu en Vendée, dans le sud du Massif armoricain, où un olistotrome tournaisien est impliqué dans un cisaillement vers le sud.

Dans le Domaine centre armoricain, l’événement D3 du Carbonifère moyen est enregistré par la sédimentation chaotique syntectonique des bassins de Châteaulin, Laval et Ancenis, qui sont situés le long de failles de décrochement. La plupart des auteurs considèrent que ces bassins sont des pull-aparts dextres. Si une reprise dextre au Carbonifère supérieur est démontrée par des roches sédimentaires et des plutons cisaillés, un décrochement dextre viséen n’est pas appuyé par les données. En effet, l’ouverture de ces bassins commence probablement dès le Tournaisien et se poursuit avec les mêmes caractéristiques au Viséen. Le cisaillement ductile sénestre, antérieur au décrochement dextre carbonifère supérieur, est bien documenté dans le bassin d’Ancenis (voir ci-dessus section 3.2) et a également été décrit le long des orthogneiss de Lanvaux. Par conséquent, dans l’état actuel des connaissances, un mouvement décrochant sénestre synsédimentaire contrôlant la sédimentation des bassins de Châteaulin et de Laval serait cohérent avec l’ensemble du schéma cinématique du Massif armoricain (figure 10). Dans le nord du Massif central, l’événement D3 correspond au début de l’extension syn-orogénique. Comme il est contemporain de l’activité magmatique, il sera présenté dans les sections suivantes 4.3 et 5.6.

Esquisse structurale du magmatisme varisque

Comme toutes les régions varisques, le Massif central et le Massif armoricain se caractérisent par un magmatisme volumineux, dérivé principalement de la fusion crustale. Plusieurs générations de granitoïdes et de migmatites y sont reconnues. Elles sont présentées ci-dessous dans l’ordre chronologique, en insistant sur leurs contextes tectoniques. Le magmatisme pré-orogénique n’est pas abordé ici. Les granitoïdes alcalins et les roches volcaniques du Cambrien et de l’Ordovicien inférieur sont déformés de manière ductile, métamorphisés avec leurs roches encaissantes, puis intégrés dans l’empilement de nappes.

Le magmatisme du Dévonien moyen à supérieur (390-360 Ma)

Bien qu’impliquées dans les événements D2 et plus récents, plusieurs types de roches magmatiques dévoniennes sont reconnus à la fois sur la marge nord-gondwanienne et dans le Domaine armoricain central. Contrairement au magmatisme ultérieur :

• i) Des roches volcaniques, volcano-clastiques et plutoniques calco-alcalines forment la série de la Somme dans le nord-est du Massif central. Des siltites, grès et conglomérats terrigènes du Frasnien-Famennien (~ 380-360 Ma), contenant des clastes volcaniques, sont interstratifiés avec des andésites et des trachytes calco-alcalins, et renferment des gisements de sulfures massifs. Le contact direct n’est pas observé ; cependant, la géologie régionale suggère que la série de la Somme repose en discordance sur des migmatites D1 et des roches métamorphiques. Une série volcano-clastique similaire est reconnue dans les Vosges. En Vendée, les basaltes du Dévonien moyen-supérieur de la Meilleraie, recouvrant des roches terrigènes de l’Eifelien-Givétien (Dévonien moyen, ~ 390-380 Ma), affleurent au cœur du synclinal de Chantonnay. La minéralogie calco-alcaline, avec affinité tholéiitique, de ces roches volcaniques indiquent qu’elles appartiennent à un arc magmatique lié à une zone de subduction.
  

  La série de la Somme dans le Morvan (d2)

  

  Au coeur du synclinal de Chantonnay (formation d2). Plus au sud se trouve les affleurements des basaltes dévoniens de la Meilleraie.

• ii) Des plutons d’arc tels que diorites, tonalites et gabbros affleurent sous forme de plutons de l’ordre de vingt kilomètres, largement répartis dans le sud du Massif armoricain et l’ouest du Massif central. La plupart de ces plutons sont des laccolites qui présentent la même foliation subhorizontale à l’état solide et la même linéation NW-SE que leurs encaissants métamorphiques, ce qui montre que les deux ensembles rocheux ont subi l’événement D2. Des âges U/Pb sur zircon aussi anciens que 370–380 Ma ont été mesurés dans le Limousin, en Vendée et dans le Rouergue. Les âges les plus jeunes, autour de 360–350 Ma, attestent un réajustement isotopique durant la tectonique D2 du Carbonifère inférieur. La pétrologie et la géochimie calco-alcalines des diorites ont conduit de nombreux auteurs à interpréter ces roches comme des marqueurs d’une zone de subduction à plongement vers le nord. Une interprétation plus globale en termes de système arc–arrière-arc lié à une subduction à plongement vers le sud a été proposée. En raison de leur même âge dévonien supérieur et de leur géochimie calco-alcaline, nous suggérons que toutes ces roches se sont formées dans un même arc magmatique. Les plutons dioritiques-tonalitiques et les roches volcano-sédimentaires représenteraient respectivement les niveaux profonds et superficiels de cet arc. Une objection pourrait être soulevée du fait de la large répartition spatiale des plutons dioritiques. Toutefois, il convient de noter que la largeur actuelle ne correspond pas à celle du Dévonien, puisque les plutons dioritiques ont été impliqués dans les tectoniques D2 et D3 et ne sont donc pas enracinés à leur site d’affleurement actuel. En outre, la tectonique extensive du Carbonifère supérieur a également contribué à accroître la distance entre tous les plutons.
  

  Plutons d'arc au SW du Massif central (formations notées 14)

  

  Plutons d'arc à l'E du Massif central (formations notées 14)

  

  Plutons d'arc au NW du Massif central (formations notées 14)

• iii) Des ophiolites sont reconnues dans l’est du Massif central, dans la région de la Brévenne. Ces roches océaniques se sont mises en place au Dévonien moyen et supérieur, comme l’indique l’âge U/Pb sur zircon de 365 ± 10 Ma obtenu sur des volcanites acides contemporaines des roches magmatiques mafiques. Des vestiges de roches magmatiques mafiques dévoniennes à signature tholéiitique, associés à des roches sédimentaires de haute mer (schistes siliceux, cherts à radiolaires, calcaires rares), sont observés dans le sud des Vosges, dans la « Ligne des Klippes ». Les roches mafiques dévoniennes et les roches sédimentaires siliceuses de l’unité de Génis attestent également l’existence d’un bassin océanique du Dévonien moyen à supérieur. Ces roches dévoniennes sont distinctes de celles de l’USG, qui ont subi le métamorphisme de haute pression silurien. Des basaltes et dolérites dévoniens, tholéiitiques et alcalins, affleurent autour du gabbro de Saint-Jean-du-Doigt ou en association étroite avec des roches sédimentaires siliceuses dans le rift de Bolazec.
  

  La ligne des klippes dans le sud des Vosges (formation ub)

Le magmatisme anté-Viséen supérieur (360-335 Ma)

Un magmatisme alumineux, largement développé dans la partie nord du Massif central et plus dispersé dans le Massif armoricain, s’est mis en place avant le Viséen supérieur.

Le monzogranite à biotite-cordiérite de Guéret, pris comme lithologie-type, a livré un âge global sur roche totale Rb/Sr de 356 ± 10 Ma. L’âge viséen inférieur (350–340 Ma) de ces plutons est cohérent avec les contraintes stratigraphiques, puisque la formation volcano-terrigène des « Tufs anthracifères » du Viséen supérieur recouvre en discordance le massif de Guéret. Dans la région du Limousin, les études structurales portant sur les granitoïdes de type Guéret montrent qu’ils présentent des fabriques allant de l’état magmatique à l’état solide, avec une linéation minérale orientée NW-SE. Cette déformation est datée d’environ 346 ± 4 Ma par la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur biotite. La cohérence de direction NW–SE entre la linéation métamorphique des roches encaissantes et la linéation magmatique des plutons suggère que le même champ de déformation existait au moment de la mise en place des plutons de type Guéret. Ainsi, le magmatisme anté-Viséen supérieur peut être considéré comme une phase tardive de l’événement D2.

Dans le Massif armoricain, les granites du Carbonifère inférieur affleurent le long de la Zone de cisaillement sud-armoricaine (par ex. Pontivy, 344 ± 8 Ma), en Bretagne centrale (Huelgoat, 336 ± 13 Ma), ou dans le Léon (Saint-Renan, 330–340 Ma).

L’origine crustale de ce magmatisme anté-Viséen supérieur est bien établie, mais son cadre structural et sa signification géodynamique restent mal documentés. Un épaississement crustal dû à l’événement D2 apparaît comme un mécanisme plausible pour déclencher la fusion.

Le magmatisme du Viséen supérieur (335-330 Ma)

Ce magmatisme, bien développé dans les parties nord et ouest du Massif central, comprend des produits aériens sous forme de coulées de lave, d’ignimbrites, de dépôts pyroclastiques, regroupés sous le nom de « série des Tufs anthracifères », ainsi que des filons rhyolitiques à dacitiques, des microgranites hypovolcaniques et des granites rouges à gros grain.

La géochimie indique que la fusion crustale a été déclenchée par un apport thermique en provenance du manteau. En outre, une contribution mantellique à la source du magma est également probable. L’apport thermique provenant de la croûte inférieure ou du manteau supérieur est responsable d’une remise à zéro des systèmes isotopiques. Les âges ⁴⁰Ar/³⁹Ar d’environ 335 Ma, largement répandus dans les roches métamorphiques anté-Viséennes du nord du Massif central, sont dus à cette surimpression thermique. L’analyse structurale des filons indique qu’un étirement crustal NW–SE a contrôlé leur mise en place. Cette déformation, liée aux premiers stades de l’effondrement orogénique, est contemporaine de l’événement D3.

Dans les Cévennes septentrionales, l’Unité para-autochtone repose sur des gneiss migmatitiques appelés migmatites pré-Velay. L’anatexie y est datée entre 333 et 324 Ma par la méthode chimique U/Th/Pb sur monazite. Des âges similaires sont obtenus pour les migmatites et les granites à cordiérite de la Zone axiale de la Montagne Noire. Le dôme granitique-migmatitique, qui recoupe vers le sud des plis couchés kilométriques viséens-namuriens renversés, demeure une structure controversée. Les gneiss, migmatites et granitoïdes présentent une linéation d’étirement orientée ENE–WSW (N50–70E), parallèle au grand axe du dôme. Ce dôme gneissique a été interprété de diverses manières :

• i) comme une zone de cisaillement décrochant ;
• ii) comme un empilement anticlinal;
• iii) comme un diapir ;
• ou iv) comme un complexe métamorphique à cœur exhumé.

Même si un jeu en faille normale ductile, contemporain de l’extension du Carbonifère supérieur, est clairement établi sur le flanc nord du dôme, un contexte extensif pour la fusion crustale n’est pas encore démontré. Les migmatites pré-Velay sont également développées, mais moins bien caractérisées, dans d’autres parties du Massif central, comme dans le sud de Millevaches. Les migmatites largement développées tout au long de la côte sud du Massif armoricain, en Vendée et dans l’anticlinal de Cornouaille, appartiennent probablement elles aussi à ce même événement du Viséen supérieur.

Le magmatisme namurien-westphalien (~ 330-310 Ma)

Cet événement, daté d’environ 325–310 Ma, correspond à la principale période de production de magma. Les deux grands types de plutons sont les monzogranites porphyriques et les leucogranites à biotite-muscovite. Ces deux types proviennent de magmas différents, mais les relations de terrain et la géochronologie montrent qu’ils se sont mis en place de manière contemporaine.

Les études pétro-structurales et d’AMS menées sur de nombreux plutons namuriens-westphaliens montrent que ces corps sont caractérisés par une linéation minérale et d’étirement nettement orientée NW–SE. La même direction est également déduite des minéraux de contact dans les roches encaissantes des plutons. Dans le Limousin, les plutons de leucogranite sont souvent limités par des failles normales ductiles qui présentent elles aussi des stries de glissement à chaud orientées NW–SE. Ce schéma structural est interprété comme la conséquence de la tectonique extensive syn-orogénique du Massif central.

Dans le Massif armoricain, le plutonisme namurien-westphalien est lui aussi largement développé, mais il est principalement localisé le long de grandes failles décrochantes dextres de plusieurs centaines de kilomètres. La Zone de cisaillement sud-armoricaine est mondialement célèbre, car c’est là que les structures S-C ont été décrites pour la première fois.

Le magmatisme stéphanien (~ 310-300 Ma)

Dans la croûte inférieure, l’intervalle 310–290 Ma correspond à la mise en place du dôme granitique-migmatitique à cordiérite du Velay . Cette immense anomalie thermique résulte probablement de l’interférence entre une tectonique à l’échelle lithosphérique et une remontée diapirique à l’échelle de l’asthénosphère.

Le dôme du Velay est limité au nord par la faille de détachement du Pilat, caractérisée par des stries orientées N-S à NNE-SSW. En outre, de nombreux filons, tufs acides, niveaux de cendres et, plus rarement, des basaltes alcalins associés à des formations terrigènes affleurent dans la plupart des bassins houillers. Il est désormais bien admis que le magmatisme du Carbonifère supérieur s’est développé pendant l’extension tardi-orogénique de la chaîne varisque.

Un scénario géodynamique possible

Les données présentées ci-dessus permettent de discuter un modèle d’évolution géodynamique. Plusieurs modèles impliquant le Massif central et le Massif armoricain ont déjà été proposés.

Actuellement, deux grands types de scénarios sont invoqués.

Le premier met l’accent sur une convergence continue entre le Gondwana et la Laurussia du Silurien au Carbonifère inférieur.

Le second souligne une évolution polycyclique.

• Selon ce dernier modèle, un premier cycle paléozoïque, du Cambrien au Dévonien inférieur, est lié à l’ouverture et à la fermeture de l’océan médio-européen et, corrélativement, à la dérive puis au ressoudage de l’Armorica au Gondwana.
• Ensuite, un second cycle orogénique, du Dévonien moyen au Carbonifère, rend compte de la fermeture de l’océan Rhéique et de la collision entre le Gondwana et la Laurussia. Les données structurales et magmatiques présentées dans les sections 3 et 4 appuient le modèle polycyclique développé ci-dessous.

La dislocation ordovicienne inférieure de la marge nord-gondwanienne

Du Cambrien inférieur à l’Ordovicien, le Massif central et le Massif armoricain appartiennent au Gondwana. Les domaines armoricain central et léonard constituent des fragments de deux microcontinents qui ont progressivement dérivé depuis la marge nord du Gondwana.

Les nombreux granitoïdes alcalins observés dans l’Unité para-autochtone, l’UIG et l’USG, mais aussi dans le Léon (Tréglonou, Plounevez-Lochrist) ou en Armorique centrale (Brest, Lanvaux ou Douarnenez), plaident en faveur d’un rifting à l’Ordovicien inférieur.

Dans l’Unité para-autochtone, des volcanites mafiques alcalines (localement sous forme de laves en coussins), des filons de diabase et des gabbros recoupent la série grauwacke-pélite.

Dans l’USG, le magmatisme bimodal du complexe leptynite-amphibolite est interprété comme la conséquence d’un amincissement crustal et d’une océanisation. Le bassin océanique est désigné selon les auteurs comme l’« océan sud-armoricain », ou l’« océan du Massif central ». Comme ce domaine s’étend probablement plus à l’est jusqu’à la Bohême, le nom d’« océan médio-européen » sera utilisé ici.

La largeur de cet océan est actuellement inconnue. Comme les faunes ordoviciennes paraissent assez semblables entre le nord du Gondwana et l’Armorica, l’existence même de l’océan médio-européen a été mise en doute. Toutefois, un océan médio-européen étroit n’aurait pas constitué une barrière paléobiogéographique significative. En effet, comme on le verra dans la section suivante, l’océan médio-européen s’est refermé au Silurien supérieur. Ainsi, la durée de vie de ce domaine océanique n’aurait pas dépassé 80 Ma, de l’Ordovicien inférieur au Silurien supérieur, et sa largeur peut être estimée, selon les vitesses d’ouverture et de fermeture, entre 500 et 1000 km. La ressemblance des faciès cambriens entre la Montagne Noire-Rouergue et la Normandie, bien que situés respectivement sur le Gondwana nord et l’Armorica, s’explique aisément puisque ces deux régions appartenaient encore alors au même continent gondwanien. Le paléomagnétisme pourrait aider à résoudre cette question ; cependant, jusqu’à présent, toutes les tentatives ont mis en évidence une remagnétisation de ces séries du Paléozoïque inférieur. En définitive, le rifting ordovicien a conduit à la formation de bandes continentales telles qu’Avalonia, Armorica et Léon, dérivant depuis le Gondwana.

La subduction silurienne et la fermeture de l’océan médio-européen

Sur la base des datations disponibles du métamorphisme de haute pression, l’océan médio-européen s’est refermé au Silurien supérieur par subduction de la marge gondwanienne vers le nord. Cependant, les contraintes structurales, c’est-à-dire la cinématique contemporaine du développement des assemblages de haute pression, ainsi que les arguments géodynamiques, notamment les reliques éventuelles d’un arc magmatique, font défaut. L’âge de 440 ± 12 Ma du métamorphisme de haute pression dans le domaine du Léon suggère que la subduction continentale de ce microcontinent aurait pu se produire dès le Silurien inférieur, c’est-à-dire plus tôt que la collision entre la marge nord du Gondwana et le Domaine armoricain central. Toutefois, la date de collision entre le Léon et l’Armorica n’est pas encore établie.

L’existence de la nappe de socle des Mauges, reposant sur le Complexe de Champtoceaux à haute pression dans la partie sud du Massif armoricain, appuie un modèle collisionnel. Cependant, dans le Domaine armoricain central, l’absence de toute perturbation dans la sédimentation siluro-dévonienne, ainsi que la discordance famennienne observée près d’Angers, montrent que ce domaine n’a subi aucune déformation avant le Dévonien supérieur. L’origine bathyale des radiolarites siluriennes et des roches magmatiques d’arc retrouvées sous forme d’olistolithes dans l’olistotrome de Saint-Georges-sur-Loire conduit à considérer qu’un bassin en rift, appelé le rift du Layon, séparait l’Armorica d’un arc insulaire installé sur un socle continental : le microbloc des Mauges. La fermeture complète du rift du Layon n’aurait eu lieu qu’au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, pendant l’événement D2. Ainsi, dans la région Massif central–Massif armoricain, la tectonique du Paléozoïque inférieur entre l’Armorica et le Gondwana correspondrait à une subduction continentale et à la collision de la marge nord du Gondwana sous un arc insulaire.

L’exhumation dévonienne et l’anatexie des roches HP éo-varisques

La subduction des roches océaniques et continentales est suivie de leur exhumation au Dévonien inférieur à moyen, vers 390–385 Ma. L’événement D1 (section 3.1), contemporain de la rétrogression généralisée des roches de haute pression de l’USG et de la migmatisation de leurs niveaux pélitiques, se produit à ce moment-là. Le mécanisme d’exhumation n’est pas encore bien compris.

Un modèle contrôlé par la flottabilité, accommodé par des chevauchements vers le sud-ouest et par des failles normales, constitue une hypothèse plausible qui devra être testée par de futurs travaux.

La marge active nord-gondwanienne au Dévonien moyen-supérieur

D’après la répartition des faunes, le paléomagnétisme et les reconstructions géodynamiques, au Silurien supérieur–Dévonien inférieur, un bassin océanique appelé « océan Rhéique », large d’environ 1500 à 2500 km, séparait la marge nord du Gondwana de la Laurussia (figure 12A).

L’arc magmatique et les bassins d’arrière-arc du Dévonien moyen à supérieur, observés à la fois sur la marge nord-gondwanienne et dans le Domaine armoricain central, montrent qu’à cette époque ces deux domaines paléogéographiques et tectoniques se comportaient déjà comme une seule et même plaque. Le contexte géodynamique du Dévonien supérieur correspond à la subduction vers le sud, puis à la fermeture de l’océan Rhéique, qui séparait la Laurussia — c’est-à-dire l’Amérique du Nord, la Baltica et l’Avalonia, déjà soudées par l’orogenèse calédonienne du Paléozoïque inférieur — et le Gondwana-Armorica, lui aussi ressoudé par l’orogenèse varisque du Paléozoïque inférieur, respectivement au nord et au sud (figure 12).

La fermeture de l’océan Rhéique au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur (360-350 Ma)

La fermeture de l’océan Rhéique (360-350 Ma) va contrôler le développement de la tectonique D2. Une compréhension générale de la tectonique des massifs Central et Armoricain exige de prendre également en compte la tectonique du sud-ouest de l’Angleterre. Sur la base de datations $^{40}$Ar/$^{39}$Ar sur amphiboles métamorphiques dans la semelle du chevauchement, la nappe ophiolitique du Lizard s’est mise en place vers le nord au Dévonien supérieur (vers 366–360 Ma). Les profils sismiques à travers la Manche montrent que la nappe ophiolitique du Lizard s’enracine dans l’anomalie gravimétrique et magnétique de la Manche, qui peut être considérée comme la suture rhéique. À son tour, la nappe ophiolitique est recouverte en chevauchement par des roches de socle appartenant au bloc du Léon.

L’ophiolite du Lizard est parfois rattachée au bassin rhéno-hercynien qui, en Allemagne, s’est ouvert au Dévonien moyen (390-380 Ma) le long de la trace d’un précurseur ordovicien : l’océan Rhéique, supposé fermé dès le Dévonien inférieur (420-390 Ma). Le long du transect sud-ouest de l’Angleterre–Massif armoricain, les données disponibles n’appuient pas l’existence d’une telle suture dévonienne inférieure, ensuite recoupée par une suture dévonienne supérieure. Par conséquent, dans l’état actuel des connaissances, la fermeture de l’océan Rhéique au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur apparaît comme l’interprétation la plus simple. À l’est de l’Anomalie Magnétique du Bassin de Paris (AMBP), un empilement comparable de nappes dirigé vers le nord à nord-ouest est reconnu le long de la ligne sismique « Nord de la France », au sud du front de chevauchement varisque carbonifère des Ardennes. La zone de suture reconnue à l’est de la faille de Bray pourrait être corrélée à la suture rhéique. Néanmoins, une discussion d’ensemble de tout ce système dépasse le cadre de cet article.

La signification tectonique de la linéation d’étirement D2 orientée NW–SE, associée à un cisaillement vers le NW, constitue l’un des problèmes les plus énigmatiques de l’évolution paléozoïque des massifs français. Des modèles impliquant une rotation progressive des directions de cisaillement, passant d’une orientation transverse à une orientation longitudinale par rapport à la chaîne, ont été proposés. Toutefois, l’extension du Dévonien moyen à supérieur n’y est pas prise en compte. De plus, l’intervalle d’environ 20 Ma entre les événements de cisaillement vers le SW (D1) et vers le NW (D2) est difficilement compatible avec un modèle de rotation progressive et continue des directions de cisaillement. Un contexte extensif a également été invoqué, mais cette interprétation repose sur une confusion entre la linéation D2 et la direction d’étirement namurienne-westphalienne associée à la tectonique extensive syn-convergente. Bien que similaires par leur direction et souvent par leur cinématique, ces deux linéations diachrones diffèrent par leurs conditions P-T de déformation. En outre, le modèle extensif avec un cisaillement dirigé vers le NW ne permet pas d’expliquer la superposition tectonique de l’Unité de Thiviers-Payzac au-dessus de l’Unité Supérieure des Gneiss.

Dans le sud du Massif armoricain, le chevauchement de la nappe des Mauges sur l’Unité Supérieure des Gneiss exclut une origine septentrionale de l’Unité de Thiviers-Payzac à partir du Domaine armoricain central. Un chevauchement vers le nord-ouest, est cohérent avec le métamorphisme prograde de pression moyenne à température moyenne ainsi qu’avec le magmatisme peralumineux de type Guéret (section 4.2).

Un modèle à l’échelle lithosphérique reliant le cisaillement vers le NW sur des foliations subhorizontales dans le Massif central et le décrochement sénestre dans le Massif armoricain est proposé ici (figure 13). Durant la fermeture de l’océan Rhéique et la collision qui s’ensuit, la lithosphère de la marge nord-gondwanienne est extrudée vers le sud-est. La suture silurienne de Nort-sur-Erdre est réactivée sous forme de faille décrochante sénestre, et l’Unité de Saint-Georges-sur-Loire chevauche vers le NW. Cette limite explique l’absence de déformation ductile subhorizontale généralisée dans le Domaine armoricain central, ainsi que le développement d’un décrochement sénestre dans l’olistotrome de Saint-Georges et l’Unité de Lanvaux. Dans le Domaine armoricain central, la déformation ne se distribue pas de manière pénétrative dans toute la croûte, mais se localise au contraire le long de failles décrochantes parallèles à la chaîne. Ce comportement rigide du Domaine armoricain central pourrait être une conséquence de l’orogenèse néoprotérozoïque (ou cadomienne), responsable d’un durcissement général par écrouissage de la croûte centro-armoricain. À l’inverse, la croûte de la marge nord-gondwanienne, qui n’a jamais subi la tectonique néoprotérozoïque mais avait déjà été réchauffée par le magmatisme dévonien, se déforme de manière pénétrative.

La tectonique intracontinentale du Carbonifère moyen à supérieur

Après la collision tournaisienne, la tectonique intracontinentale caractérise l’évolution du domaine varisque au Carbonifère moyen. L’intervalle de temps compris entre 340 Ma et 290 Ma peut être divisé en une première période durant laquelle les régimes de compression et d’extension sont tous deux actifs, puis en une seconde pendant laquelle l’extension contrôle l’activité tectonique.

Le Viséen supérieur (335-330 Ma)

i) Le Viséen supérieur constitue une période clé, car le cœur de l’orogène, c’est-à-dire les parties centrale et septentrionale du Massif central ou l’ensemble du Massif armoricain, se caractérise par le début d’une extension syn-orogénique, tandis que la compression D3 se poursuit encore à la fois dans le sud du Massif central et dans l’avant-pays septentrional du sud-est de l’Angleterre ou des Ardennes (figure 10). Dans l’avant-pays nord, la tectonique du Carbonifère moyen est caractérisée par des chevauchements dirigés vers le nord, avec des déplacements de plusieurs centaines de kilomètres, comme le montrent les lignes sismiques. Ces nappes s’enracinent dans l’équivalent oriental de la suture rhéique, remaniée par la faille de Bray, dextre.

La période du Viséen supérieur correspond aussi à un magmatisme très important qui s’étend du nord du Limousin jusqu’au sud des Vosges (figures 2, 10). Ce magmatisme est une conséquence directe du stade d’épaississement crustal du Carbonifère inférieur. Afin d’expliquer ce magmatisme de haute température et la contribution mantellique, un modèle de délamination lithosphérique a été proposé de manière spéculative.

Le Carbonifère supérieur (330-300 Ma)

ii) Une tectonique extensive se développe au Carbonifère supérieur (Namurien–Stéphanien). Comme dans la plupart des chaînes orogéniques, l’évolution de la chaîne varisque s’achève par une tectonique extensive qui permet le rééquilibrage de la croûte. Dans le Massif central, deux stades ont été distingués.

• Le stade syn-orogénique (325–310 Ma) est représenté par un étirement NW–SE, mis en évidence par le développement de fabriques planaires et linéaires dans les plutons syntectoniques. Comme cela a été discuté dans la section précédente, les filons acides orientés NE–SW des Tufs anthracifères, dans la partie nord du Massif central, montrent que la tectonique extensive a commencé plus tôt, dès le Viséen supérieur.
• : Le stade tardi-orogénique (310–290 Ma) est associé à un étirement crustal maximal orienté N–S à NNE–SSW, responsable de l’ouverture et du remplissage de bassins houillers intramontagneux, sous forme de demi-grabens ou de bassins en décrochement extensif (pull-apart) ; pour plus de détails, voir Faure (1995). Les granulites de haute température du Carbonifère supérieur, ramenées à l’affleurement par les volcans tertiaires et qui constituent la croûte inférieure rubanée observée sur les profils sismiques, résultent elles aussi de l’apport thermique lié à cette extension.

La tectonique intracontinentale du Carbonifère moyen à supérieur (partie réécrite)

Après la collision tournaisienne, l’évolution de la chaîne varisque entre dans une nouvelle phase. La fermeture des domaines océaniques majeurs étant achevée, la tectonique devient essentiellement intracontinentale. Entre 340 et 290 Ma, cette évolution ne correspond pas à un simple basculement brutal d’un régime compressif vers un régime extensif. Elle passe d’abord par une période intermédiaire, au cours de laquelle compression et extension coexistent dans différentes parties de la chaîne, avant qu’un régime extensif ne s’impose plus franchement à l’échelle régionale.

Le Viséen supérieur constitue une étape particulièrement importante. À cette époque, le cœur de l’orogène — c’est-à-dire les parties centrales et septentrionales du Massif central ainsi que l’essentiel du Massif armoricain — commence à évoluer dans un contexte d’extension syn-orogénique. En même temps, la compression n’a pas disparu partout : elle se poursuit encore dans le sud du Massif central, ainsi que dans les zones d’avant-pays situées plus au nord, notamment vers le sud de l’Angleterre et les Ardennes. La chaîne varisque présente donc alors un fonctionnement contrasté, avec un domaine interne déjà en cours de relâchement, tandis que ses bordures restent soumises à des raccourcissements importants.

Dans l’avant-pays nord, cette tectonique du Carbonifère moyen se traduit par des chevauchements dirigés vers le nord, dont l’ampleur atteint plusieurs centaines de kilomètres, comme l’ont montré les profils sismiques. Ces nappes semblent s’enraciner dans l’équivalent oriental de la suture rhéique, ensuite remaniée par la faille de Bray, à jeu dextre. Autrement dit, même après la collision principale, les anciennes zones de suture continuent de contrôler une part importante de l’organisation tectonique régionale.

Le Viséen supérieur correspond également à une phase de magmatisme très abondant, développée depuis le nord du Limousin jusqu’au sud des Vosges. Ce magmatisme est généralement interprété comme une conséquence directe de l’épaississement crustal acquis au Carbonifère inférieur. Une croûte épaissie favorise en effet l’élévation des températures à profondeur moyenne et peut conduire à la fusion partielle de matériaux crustaux. Toutefois, la nature très chaude de ce magmatisme, ainsi que les indices d’une participation mantellique, suggèrent qu’un simple épaississement crustal n’est peut-être pas suffisant. C’est pourquoi certains auteurs ont proposé un modèle de délamination lithosphérique : la partie profonde et dense de la lithosphère se détacherait, permettant une remontée relative de l’asthénosphère et un apport thermique supplémentaire.

Au Carbonifère supérieur, de l’intervalle namurien au stéphanien, la tectonique extensive devient plus nette et plus généralisée. Comme dans beaucoup de chaînes de montagnes, l’évolution tardive de l’orogène varisque correspond à une phase de rééquilibrage gravitaire de la croûte épaissie. Dans le Massif central, on distingue généralement deux étapes dans cette extension tardive.

La première, entre 325 et 310 Ma, correspond à une extension syn-orogénique. Elle se manifeste par un étirement NW–SE, enregistré notamment par les fabriques planaires et linéaires observées dans les plutons syntectoniques. Cet épisode n’apparaît donc pas comme un phénomène postérieur à l’orogenèse, mais comme une composante interne de son évolution finale. De plus, les filons acides associés aux Tufs anthracifères dans le nord du Massif central montrent que cette dynamique extensive avait en réalité commencé dès le Viséen supérieur.

La seconde étape, entre 310 et 290 Ma, correspond à une phase tardi-orogénique marquée par un étirement maximal orienté N–S à NNE–SSW. Cette extension contrôle l’ouverture de nombreux bassins houillers intramontagneux, qui se mettent en place soit en demi-grabens, soit en bassins de pull-apart liés à des décrochements. Ces bassins enregistrent l’effondrement progressif du relief varisque et l’amincissement de la croûte dans les domaines internes de la chaîne.

Cette phase extensive s’accompagne aussi d’un apport thermique important à la base de la croûte. Les granulites de haute température du Carbonifère supérieur, connues aujourd’hui grâce aux enclaves remontées par le volcanisme tertiaire et aux données sismiques sur la croûte inférieure, témoignent de cet échauffement profond. Ainsi, la fin de l’évolution varisque ne correspond pas seulement à une détente mécanique de la chaîne : elle s’accompagne également d’une profonde réorganisation thermique et rhéologique de la lithosphère.

Ainsi, à partir du Viséen supérieur, la chaîne varisque n’évolue plus seulement sous l’effet du raccourcissement collisionnel : elle entre dans une phase complexe où épaississement crustal, magmatisme, extension syn-orogénique et effondrement tardi-orogénique se succèdent et se recouvrent partiellement.

Conclusion

Malgré plusieurs points qui demeurent encore débattus, le Massif central et le Massif armoricain comptent parmi les régions paléozoïques de l’Europe moyenne les mieux étudiées. Les principaux événements tectoniques, métamorphiques, magmatiques et sédimentaires sont présentés dans l’ordre chronologique dans un tableau synthétique (figure 14).

Le scénario exposé ci-dessus, fondé sur deux cycles successifs de rifting, subduction et collision, rend compte de l’ensemble des données lithologiques, structurales, métamorphiques, magmatiques et géochronologiques actuellement disponibles. Bien qu’elle soit souvent comparée à l’Himalaya, la chaîne varisque paléozoïque s’en distingue nettement, dans la mesure où la collision n’y implique pas seulement deux grandes masses continentales comme l’Inde et le Tibet, mais aussi plusieurs microcontinents. Un analogue actuel d’une telle organisation complexe, faite d’arcs insulaires, de microcontinents et de mers marginales entre deux continents en convergence, pourrait être recherché dans le Pacifique sud-ouest, entre l’Asie du Sud-Est et l’Australie.

L’un des traits les plus remarquables est que les deux principaux événements ductiles et synmétamorphiques, ici appelés D1 et D2, sont séparés par un intervalle d’environ 25 Ma, durant lequel se développe un rifting intra-arc ou arrière-arc. Les plis couchés et les chevauchements dirigés vers le sud, bien documentés dans le sud du Massif central et mis en place au Carbonifère moyen lors de l’événement D3, ne semblent pas représenter à eux seuls la convergence lithosphérique à l’échelle de toute la chaîne. Dans le cadre d’orientation retenu ici, la subduction vers le sud de l’océan Rhéique sous la marge nord du Gondwana constitue au contraire le trait géodynamique majeur de l’orogenèse varisque.

Enfin, à la différence de la chaîne alpine, la chaîne varisque se caractérise par une fusion crustale volumineuse, à l’origine de nombreuses migmatites et de plutons. La comparaison avec d’autres segments de cette même chaîne, comme l’Ibérie ou la Bohême, et même avec des orogènes contemporains tels que les Appalaches ou l’Oural, apporterait sans doute de nouveaux éclairages et permettrait de tester plus avant ce modèle.

Éléments de réflexion

Repérage des grandes unités métamorphiques sur la carte géologique de la France au 1/1 000 000

Sur la carte géologique de la France au millionième, les grandes unités métamorphiques varisques du Massif central ne sont pas classées d’après leur seul degré de métamorphisme, mais d’après l’âge supposé de leurs protolithes.

Les abréviations utilisées dans la légende renvoient à cet âge : b désigne le Briovérien, k le Cambrien et o l’Ordovicien. Ainsi, l’unité supérieure des gneiss, notée ko, correspond à des protolithes attribués au Cambrien–Ordovicien ; l’unité inférieure des gneiss, notée bk, à des protolithes briovériens à cambriens ; et les formations para-autochtones, rangées ici dans le complexe autochtone relatif noté bo, à des protolithes d’âge briovérien à ordovicien. Les teintes de la carte expriment donc avant tout une attribution chronologique, et non une hiérarchie métamorphique stricte ; le degré de métamorphisme est, lui, indiqué par des figurés de surcharge.

La mention gla ne renvoie donc pas à un âge, comme b, k ou o, mais à une nature lithologique particulière : celle des complexes leptyno-amphiboliques. Sur la carte au millionième, ces ensembles sont en outre signalés par un figuré en étoile à cinq branches, qui les distingue visuellement des autres unités.

Complexes leptynite-amphibolite et océan médio-européen ?

Dans l’USG ("Unité supérieure des gneiss"), la présence du complexe leptynite-amphibolite est interprétée comme le témoin d’une phase d’extension importante de la croûte continentale. Le terme magmatisme bimodal signifie que l’on y trouve à la fois des roches magmatiques acides (les leptynites, dérivées de magmas riches en silice) et des roches basiques (les amphibolites, correspondant à d’anciens basaltes ou gabbros métamorphisés). Une telle association est classique dans les contextes où la lithosphère continentale s’amincit fortement : la fusion partielle de la croûte produit des magmas acides, tandis que la remontée de magmas mantelliques engendre des magmas basiques.

L’idée défendue par de nombreux auteurs est donc la suivante : avant la collision varisque, une partie du domaine aujourd’hui inclus dans le Massif central a connu une phase de rifting, puis une océanisation, c’est-à-dire l’ouverture d’un bassin océanique entre des blocs continentaux. Le complexe leptynite-amphibolite représenterait ainsi un enregistrement de cette transition entre croûte continentale étirée et mise en place d’un domaine à affinité océanique.

Le problème vient surtout du nom donné à cet océan. Selon les auteurs, il a été appelé « océan sud-armoricain » lorsqu’on insiste sur ses prolongements vers le Massif armoricain, ou « océan du Massif central » lorsqu’on privilégie les affleurements et les structures observées dans le Massif central. Mais ces dénominations restent assez locales. Or, plusieurs travaux suggèrent que ce domaine d’ouverture et d’océanisation se prolongeait bien plus loin vers l’est, jusque dans les chaînes varisques d’Europe centrale, notamment vers la Bohême. C’est pour cette raison que certains auteurs préfèrent employer le terme plus large d’« océan médio-européen », qui souligne qu’il ne s’agissait sans doute pas d’un petit bassin isolé propre au seul Massif central, mais d’un domaine océanique plus vaste à l’échelle de la chaîne varisque européenne.

Autrement dit, les complexes leptynite-amphibolite de l’USG ne sont pas vus comme de simples épisodes volcaniques locaux : ils sont interprétés comme des indices majeurs de l’existence d’anciens domaines océaniques paléozoïques, ouverts avant la collision varisque, puis refermés lors de la construction de la chaîne.

Le Lizard, la suture rhéique de la Manche et le sens des datations Ar/Ar

Il faut partir de l’idée qu’une ophiolite comme celle du Lizard, dans le sud-ouest de l’Angleterre, représente un fragment de lithosphère océanique charrié sur un domaine continental lors de la fermeture d’un océan. Dans les modèles varisques classiques, le Lizard est utilisé comme un marqueur majeur de la fermeture de l’océan Rhéique ou du domaine rhéno-hercynien adjacent, car il appartient à une zone de suture située entre les domaines laurussiens au nord et armoricains-gondwaniens au sud. Les travaux récents confirment bien que le complexe du Lizard est une ophiolite obductée, avec péridotites, gabbros, dykes, et une semelle métamorphique située sous la nappe ophiolitique.

L’expression « anomalie gravimétrique et magnétique de la Manche » désigne un ensemble de linéaments géophysiques reconnus sous la Manche grâce aux mesures du champ de gravité et du champ magnétique. Une anomalie gravimétrique signale un contraste de densité en profondeur, tandis qu’une anomalie magnétique traduit la présence de roches plus fortement aimantées que leur encaissant. Dans ce contexte, une bande linéaire positive peut s’expliquer par la présence, en profondeur, de roches mafiques à ultramafiques ou d’un socle particulièrement magnétique. C’est pour cette raison que plusieurs auteurs ont proposé d’y voir la trace d’une zone de suture, c’est-à-dire l’emplacement d’un ancien domaine océanique refermé, éventuellement jalonné de fragments ophiolitiques enfouis. Cette interprétation est importante, mais elle n’est pas totalement univoque : une anomalie potentielle ne “prouve” pas à elle seule une ophiolite, elle indique surtout un contraste physique majeur compatible avec une grande limite tectonique.

Dans les synthèses varisques, la Mid-Channel magnetic anomaly et les linéaments gravimétriques associés sont donc souvent utilisés pour suivre la suture sous la Manche, là où elle n’affleure pas. La nappe ophiolitique du Lizard ne serait pas un corps isolé, mais l’extrémité affleurante d’un système de suture plus vaste, prolongé sous la Manche par cette bande géophysique. Autrement dit, les profils sismiques et les cartes de potentiel montrent qu’il existe sous la Manche une structure profonde continue, interprétée comme le prolongement de la zone où s’est refermé l’océan séparant les deux ensembles continentaux.

La semelle de chevauchement mérite aussi d’être expliquée. Lorsqu’une nappe ophiolitique chaude est obductée, les roches situées juste sous la base de cette nappe subissent un métamorphisme thermique et dynamique intense. Elles forment une semelle métamorphique, souvent constituée d’amphibolites, qui enregistre les conditions de pression-température et le moment où l’ophiolite s’est mise en place ou a commencé à refroidir. Au Lizard, les amphibolites de la semelle métamorphique enregistrent des conditions de l’ordre de 10 ± 2 kbar et environ 600 ± 75 °C, ce qui en fait un excellent niveau témoin de l’histoire tectonothermique de la base de la nappe.

C’est précisément pour cela que la méthode ⁴⁰Ar/³⁹Ar sur amphibole a été utilisée. L’amphibole est un minéral courant dans ces roches métamorphiques basiques, et surtout un bon chronomètre de refroidissement à relativement haute température. En pratique, dater l’amphibole de la semelle permet de contraindre le moment où cette semelle a franchi la température de fermeture du système Ar/Ar, donc un stade très proche du refroidissement post-métamorphique et souvent du charriage / obduction ou de l’exhumation qui l’accompagne. Les auteurs plus anciens ont donc utilisé ce minéral parce qu’il est présent dans la semelle, lié directement au métamorphisme de base de nappe, et plus adapté qu’un mica pour enregistrer un événement chaud et profond de ce type.

Il faut toutefois ajouter une nuance importante : les âges 366–360 Ma souvent cités dans les synthèses françaises correspondent à cette tradition d’interprétation fondée sur les âges Ar/Ar des amphiboles de la semelle. Mais des travaux récents par U-Pb sur zircon ont affiné l’histoire du Lizard et suggèrent une histoire plus ancienne : ils datent le refroidissement initial de la semelle métamorphique vers 395.08 ± 0.47 Ma et la formation de la croûte océanique de l’ophiolite vers 386.80 ± 0.52 Ma. Cela signifie que les âges Ar/Ar plus jeunes peuvent enregistrer une étape tardive de refroidissement, de rééquilibrage isotopique ou de surimpression tectonothermique, plutôt que la seule “date de naissance” du système. Autrement dit, le texte cité aussi reflète bien un modèle classique, mais la chronologie exacte du Lizard est aujourd’hui discutée avec des données plus précises.

Le Lizard représente un fragment d’océan refermé au cours de l’orogenèse varisque ; sa racine tectonique est recherchée sous la Manche grâce à une bande d’anomalies gravimétriques et magnétiques interprétée comme la suture rhéique ; et les amphiboles de la semelle de chevauchement ont été datées par Ar/Ar parce qu’elles enregistrent directement le refroidissement de la base métamorphique de la nappe ophiolitique.

Que signifie ce passage sur le Lizard, la suture rhéique et l’AMBP ?

Ce passage traite d’un problème classique de la géologie varisque : où placer exactement la suture de l’océan Rhéique, c’est-à-dire la zone où cet océan paléozoïque a été consommé puis refermé lors de la convergence entre les domaines liés à la Laurussia au nord et ceux de l’Armorica–Gondwana au sud.

L’idée ancienne était la suivante : l’ophiolite du Lizard, en Cornouailles, marquerait directement la fermeture d’un premier océan, le Rhéique, déjà refermé au Dévonien inférieur ; puis une seconde suture, plus récente, se serait mise en place au Dévonien supérieur, liée au bassin rhéno-hercynien. Autrement dit, ce modèle supposait deux épisodes océaniques successifs dans un espace finalement assez restreint : un ancien océan fermé tôt, puis un bassin plus jeune rouvert et refermé ensuite.

Le texte explique cependant que, le long du transect sud-ouest de l’Angleterre–Massif armoricain, les observations disponibles ne montrent pas clairement cette superposition de deux sutures distinctes. En l’état des données, il est donc plus économique de retenir une interprétation plus simple : la fermeture principale de l’océan Rhéique se serait produite surtout entre le Dévonien supérieur et le Carbonifère inférieur (~ 370 Ma), sans qu’il soit nécessaire d’invoquer une suture dévonienne inférieure ensuite recoupée par une autre plus récente. C’est le sens de l’expression « interprétation la plus simple » : non pas une certitude absolue, mais l’hypothèse qui demande le moins de structures supplémentaires pour rendre compte des faits. Cette lecture est bien celle proposée pour le transect Angleterre sud-ouest–Massif armoricain par Faure et ses co-auteurs.

Le point délicat vient du fait que le complexe du Lizard est effectivement un morceau de lithosphère océanique obductée, donc un excellent candidat pour marquer une suture. Mais quelle suture exactement ? Des travaux de synthèse ont souligné que le Lizard ne représente probablement pas un fragment simple du plancher du Rhéique “classique”, et qu’il pourrait plutôt enregistrer l’ouverture puis la fermeture d’un petit domaine océanique rhéno-hercynien, marginal ou successeur du Rhéique. Dans cette optique, la suture rhéique et la suture rhéno-hercynienne peuvent être confondues, voisines, ou décalées plus au sud vers le domaine du Léon.

Les travaux récents sur le Lizard vont d’ailleurs dans le sens d’une histoire plus complexe qu’un simple « océan unique puis fermeture unique ». Des données géochronologiques et pétrologiques récentes indiquent que l’ophiolite du Lizard s’est mise en place dans un contexte de subduction et d’ouverture océanique au Dévonien moyen, vers 386,8 Ma, et que sa semelle métamorphique enregistre une subduction déjà active avant 395 Ma. Ces résultats sont compatibles avec l’existence d’un domaine rhéno-hercynien dévonien étroit et de courte durée, développé pendant ou après la fermeture du Rhéique. En d’autres termes, le passage cité reflète une position prudente et simplificatrice, mais les données récentes montrent que la réalité a pu être à deux temps : fermeture du Rhéique, puis développement d’un bassin océanique ou marginal plus jeune, rapidement refermé à son tour.

L’autre difficulté du passage concerne l’AMBP, l’Anomalie Magnétique du Bassin de Paris. Il s’agit d’une grande anomalie géophysique repérée sous le Bassin de Paris, interprétée comme la trace d’une structure profonde majeure. Le texte indique qu’à l’est de cette anomalie, les profils sismiques montrent un empilement de nappes dirigé vers le nord à nord-ouest, comparable à ce que l’on observe plus à l’ouest dans la chaîne varisque. Cela signifie qu’en profondeur, sous la couverture sédimentaire, on retrouve une architecture de collision : des ensembles rocheux ont été charriés les uns sur les autres, comme dans une chaîne de montagnes classique. Faure et al. suggèrent alors que la zone de suture reconnue à l’est de la faille de Bray pourrait correspondre au prolongement de la suture rhéique.

Il faut toutefois rester prudent sur l’AMBP elle-même. Son origine exacte est encore débattue : elle a été interprétée soit comme la signature d’un ancien rift paléozoïque, soit comme celle d’une structure plus profonde héritée d’une ancienne subduction. Autrement dit, l’anomalie magnétique est bien le marqueur d’une limite tectonique importante, mais sa signification géodynamique précise n’est pas définitivement tranchée.

Au total, ce passage veut faire passer une idée simple : la fermeture de l’océan Rhéique n’est pas localisée partout avec la même évidence, et la signification du Lizard reste discutée. Dans une version pédagogique, on peut retenir que le Lizard enregistre la présence d’un domaine océanique lié à la convergence varisque, mais que la question de savoir s’il représente directement le Rhéique, un bassin rhéno-hercynien successeur, ou un système combinant les deux, demeure ouverte. Le long du transect sud-ouest de l’Angleterre–Massif armoricain, l’hypothèse la plus simple reste celle d’une fermeture majeure au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, tandis que vers l’est, sous le Bassin de Paris et le nord de la France, les données géophysiques suggèrent que cette suture pourrait se prolonger en profondeur.

Le débat sur la signification de l'ophiolite du Lizard

On peut résumer le débat en trois positions principales.

• La première position, la plus ancienne et la plus “classique”, consiste à voir dans le Lizard la trace directe de la suture rhéique. Dans cette lecture, l’ophiolite correspondrait à un fragment d’océan lié au Rhéique, donc à la zone où cet océan a été consommé puis obducté. C’est une idée naturelle, parce que le Lizard est bien un complexe ophiolitique, donc un très bon candidat pour matérialiser une suture.
• La deuxième position, aujourd’hui très influente, est plus prudente : le Lizard ne représenterait pas directement le plancher du Rhéique principal, mais plutôt un bassin rhéno-hercynien ou un bassin successeur, développé au voisinage du Rhéique pendant ou après sa fermeture. C’est en substance la position défendue par Shail et Leveridge : le Lizard est peu probable comme relique simple du Rhéique, et la suture rhéique proprement dite pourrait être confondue avec la suture rhéno-hercynienne ou bien être située plus au sud, par exemple vers le domaine du Léon.
• La troisième position est une version encore plus nuancée : il ne faut peut-être pas choisir brutalement entre “suture rhéique” et “autre suture”, car le système aurait fonctionné en deux temps. Dans ce scénario, la fermeture du Rhéique aurait commencé, puis un petit domaine océanique supra-subduction ou marginal se serait ouvert au Dévonien avant d’être rapidement refermé. Les travaux récents sur le Lizard vont assez bien dans ce sens : ils montrent une ophiolite de type supra-subduction zone, avec une semelle métamorphique inversée, et des âges autour de 386,8 Ma pour la croûte océanique, tandis que la subduction était déjà active avant 395 Ma. Cela colle mal avec l’idée d’un simple vestige passif du Rhéique “ancien” et suggère un épisode dévonien plus complexe.

Donc, si on le formule très simplement : tout le monde s’accorde à dire que le Lizard marque un domaine océanique impliqué dans la convergence varisque, mais la discussion porte sur son identité exacte. Pour certains, c’est la suture rhéique elle-même. Pour beaucoup d’auteurs récents, c’est plutôt un océan rhéno-hercynien ou un bassin successeur. Pour d’autres encore, il faut voir l’ensemble comme une suture composite Rhéique–Rhénohercynienne, où plusieurs épisodes océaniques proches dans l’espace et dans le temps se superposent.

Le passage cité adopte en fait une position méthodologique : sur le transect sud-ouest de l’Angleterre–Massif armoricain, on ne voit pas clairement deux sutures séparées, donc l’interprétation la plus simple est de placer la fermeture principale du Rhéique au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, sans imposer une suture dévonienne inférieure distincte. C’est une position sobre et structurale, mais elle ne règle pas définitivement le cas du Lizard.

Pour l’AMBP, elle intervient surtout dans la discussion sur le prolongement vers l’est de cette grande zone de suture. L’idée est que, sous le Bassin de Paris et vers la faille de Bray, les données géophysiques et sismiques pourraient indiquer la continuation d’une zone tectonique majeure corrélable à la suture rhéique. Mais l’anomalie magnétique elle-même reste ambiguë : certains y voient la trace d’un rift paléozoïque, d’autres celle d’une structure plus profonde héritée d’une subduction fossile. Donc l’AMBP aide à repérer une grande discontinuité crustale, mais pas à trancher seule entre tous les modèles.

En une phrase, le Lizard est certainement lié à la fermeture d’un domaine océanique varisque, mais il n’est pas unanimement accepté comme la suture rhéique sensu stricto ; beaucoup d’auteurs y voient plutôt une suture rhéno-hercynienne ou une suture composite développée lors des derniers stades de fermeture du Rhéique.

Les Mauges, Champtoceaux, la discordance d’Angers et le rift du Layon.

Ce passage cherche à résoudre une difficulté classique en géologie varisque : certaines observations évoquent une collision, alors que d’autres montrent qu’au même moment une partie de l’Armorica n’était pas encore déformée. Il faut donc comprendre que la convergence n’a pas affecté partout les mêmes domaines au même moment.

Dans le sud du Massif armoricain, l’unité des Mauges forme une nappe de socle charriée au-dessus du Complexe de Champtoceaux, qui contient des roches métamorphiques de haute pression. Une telle superposition est un argument fort en faveur d’un modèle collisionnel : pour placer des terrains de socle au-dessus d’unités enfouies à grande profondeur puis exhumées, il faut un important raccourcissement tectonique et un empilement de nappes, ce qui correspond bien à un contexte de convergence puis de collision. Faure et ses co-auteurs soulignent d’ailleurs que la partie sud du Massif armoricain est le seul secteur des massifs varisques français où une nappe de socle recouvre ainsi des unités corrélées à l’Unité supérieure des gneiss.

Mais ce schéma collisionnel ne peut pas être appliqué trop tôt à l’ensemble de l’Armorica. Dans le Domaine armoricain central, les séries siluro-dévoniennes ne montrent pas les effets qu’on attendrait si une collision y avait déjà eu lieu : pas de brusque changement de sédimentation, pas de dépôts syntectoniques grossiers, pas de déformation marquée pendant leur mise en place. Autrement dit, les sédiments se déposent encore de façon relativement normale, ce qui suggère que ce domaine n’était pas encore entraîné dans une tectonique compressive majeure avant le Dévonien supérieur. C’est le sens de la phrase sur « l’absence de toute perturbation dans la sédimentation siluro-dévonienne ».

La discordance famennienne observée près d’Angers va dans le même sens. Une discordance signifie qu’une série récente repose sur des terrains plus anciens après un épisode de déformation, basculement et érosion. En langage pédagogique, cela veut dire qu’avant le dépôt des couches famenniennes, les terrains sous-jacents ont déjà été remaniés et rabotés ; la déformation majeure est donc antérieure au dépôt de ces niveaux famenniens, mais postérieure à la sédimentation siluro-dévonienne restée tranquille jusque-là. Cette discordance sert donc de repère chronologique : elle montre que la déformation importante dans ce secteur ne peut pas être très ancienne ; elle s’installe tardivement, vers le Dévonien supérieur.

Pour résoudre ce décalage entre le sud armoricain déjà impliqué dans une convergence et le domaine central encore peu déformé, certains auteurs ont proposé qu’entre l’Armorica proprement dite et le microbloc des Mauges existait encore un bassin : le rift du Layon. Le mot "rift" signifie ici un domaine en extension, allongé et aminci, qui séparait deux blocs crustaux. Les indices invoqués sont les radiolarites siluriennes d’origine profonde (bathyale) et les roches magmatiques d’arc retrouvées comme olistolithes dans l’olistolrome de Saint-Georges-sur-Loire. Cela suggère qu’entre l’Armorica et les Mauges s’étendait un bassin marin profond, probablement un bassin arrière-arc ou un bassin de type rift, ouvert derrière un arc insulaire installé sur un socle continental : le microbloc des Mauges.

Dans cette interprétation, la collision enregistrée par Champtoceaux ne correspond donc pas encore à la soudure définitive de tout le domaine armoricain. Elle traduirait d’abord une subduction continentale puis la collision entre la marge nord du Gondwana et un arc insulaire porté par le microbloc des Mauges. Le rift du Layon, lui, resterait encore ouvert pendant une partie de cette histoire, puis ne se refermerait complètement qu’au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur, lors de l’événement D2. Cela explique pourquoi on peut avoir, dans une même région, des indices précoces de collision au sud et, en même temps, un domaine central qui n’enregistre pas encore de déformation importante avant plus tard.

On peut résumer ainsi:

Le sud du Massif armoricain montre déjà une tectonique de collision, parce que les Mauges forment une nappe charriée au-dessus du Complexe de Champtoceaux, dont les roches ont subi un métamorphisme de haute pression, donc un enfouissement important. Mais le Domaine armoricain central n’a pas encore cette histoire au même moment, car sa sédimentation siluro-dévonienne n’est pas perturbée et la grande déformation n’y apparaît qu’à partir de la discordance famennienne près d’Angers. Pour expliquer ce décalage, on propose qu’un bassin appelé rift du Layon séparait encore l’Armorica du microbloc des Mauges. Ce bassin, matérialisé par les formations de Saint-Georges-sur-Loire, ne se serait refermé que plus tard, au Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur.

On peut proposer cette image simple :

• au sud, les Mauges et Champtoceaux correspondent déjà à une zone de convergence profonde ;
• au centre, vers Angers, on est encore sur un domaine où la sédimentation continue sans être vraiment bousculée ;
• entre les deux, le rift du Layon représente le bassin qui n’est pas encore totalement refermé. Ce n’est qu’après sa fermeture que la collision affecte pleinement l’ensemble.

À propos de la « discordance famennienne près d’Angers »

Certaines synthèses ont invoqué une discordance famennienne près d’Angers pour soutenir l’idée que le Domaine armoricain central n’aurait pas été déformé avant le Dévonien supérieur. C’est notamment le cas chez Michel Faure, qui reprend sur ce point une référence plus ancienne, Lardeux (1969).

Cependant, cet argument doit être manié avec prudence. Sur les cartes et notices BRGM au 1/50 000 autour d’Angers, cette discordance n’apparaît pas comme un objet cartographique clair et démonstratif ; la notice de la feuille Le Lion-d’Angers indique même explicitement que « ce type de discordance n’a jamais été observé dans la région ».

Dans ces conditions, il paraît difficile d’en faire un argument pédagogique fort. Même si une interruption sédimentaire existe localement, elle pourrait traduire avant tout une lacune stratigraphique ou une phase d’érosion, sans qu’il soit possible d’y voir automatiquement une discordance angulaire nette au sens classique. Autrement dit, l’absence d’affleurement probant empêche de lui attribuer une signification tectonique simple et assurée.

Pour l’enseignement, il est donc préférable de ne pas faire reposer l’interprétation sur cette discordance supposée. L’argument le plus solide est plutôt le contraste régional entre, d’une part, le sud du Massif armoricain, où la nappe des Mauges surmonte le complexe HP de Champtoceaux et témoigne d’une convergence importante, et, d’autre part, le Domaine armoricain central, où la sédimentation marine siluro-dévonienne reste continue et peu perturbée. Les synthèses récentes insistent d’ailleurs sur cette continuité sédimentaire et sur l’absence, au Silurien, de dépôts détritiques grossiers qui signaleraient déjà l’érosion d’une chaîne de collision.

On peut donc formuler les choses plus sobrement ainsi : la discordance famennienne près d’Angers a été proposée dans certaines synthèses, mais elle n’est pas clairement observée sur les documents cartographiques actuels ; même si une discontinuité existe, sa signification est plus probablement celle d’une lacune ou d’une reprise de sédimentation que celle d’une véritable discordance angulaire démonstrative.

La « discordance famennienne près d’Angers » souvent citée dans les synthèses n’est pas un très bon argument pédagogique, car elle n’est pas clairement visible sur les cartes BRGM actuelles ; la notice du Lion-d’Angers précise même qu’un tel type de discordance n’y a pas été observé. Il vaut donc mieux ne pas insister dessus et retenir plutôt que le Domaine armoricain central conserve une sédimentation siluro-dévonienne globalement peu perturbée, ce qui suggère qu’il n’a pas été affecté par une déformation majeure avant le Dévonien supérieur.

Le granite de Royat

Le granite de Royat, dans la région de Clermont-Ferrand, peut être rattaché au magmatisme hercynien du Carbonifère inférieur, avec un âge d’environ 330 Ma d’après la notice BRGM de la feuille Clermont-Ferrand. Cet âge le place dans une phase précoce du magmatisme varisque tardif du nord du Massif central. Dans le cadre géodynamique régional, ce granite peut être interprété comme le produit d’une fusion partielle de la croûte continentale, favorisée par le surépaississement crustal lié aux phases compressives de l’orogenèse varisque. Une croûte épaissie tend en effet à s’échauffer à profondeur moyenne, ce qui favorise l’anatexie et la mise en place de granitoïdes. On peut aussi envisager, à l’échelle du Massif central, qu’un apport thermique supplémentaire d’origine mantellique ait contribué à accentuer cette fusion, éventuellement dans un contexte de délamination lithosphérique. Toutefois, cette dernière hypothèse doit rester prudente : elle constitue surtout un modèle régional proposé pour expliquer certains épisodes de magmatisme très thermique, plutôt qu’un mécanisme démontré spécifiquement pour le granite de Royat.

La délamination lithosphérique

La délamination lithosphérique correspond au détachement de la partie inférieure de la lithosphère, le plus souvent de la lithosphère mantellique, lorsqu’elle devient trop dense pour rester en équilibre au-dessus de l’asthénosphère. Dans un contexte de collision continentale, la convergence provoque non seulement un surépaississement de la croûte, mais aussi l’enfoncement et l’épaississement de la racine lithosphérique mantellique. Cette racine, froide et dense, peut alors acquérir une flottabilité négative. Si l’équilibre mécanique de l’ensemble est rompu, la partie inférieure de la lithosphère se détache et s’enfonce dans le manteau plus profond : c’est le processus de délamination.

Ce mécanisme est donc bien lié, dans de nombreux cas, à un surépaississement de lithosphère mantellique froide. Toutefois, la seule baisse de température n’explique pas tout. La densité de cette racine peut aussi être augmentée par des transformations minéralogiques et par l’évolution thermique de la lithosphère après la collision. La délamination résulte ainsi de la combinaison de plusieurs facteurs : épaississement lithosphérique, refroidissement, densification et présence d’une zone de faiblesse permettant le découplage et la rupture.

Lorsque la racine lithosphérique dense se détache, l’asthénosphère se retrouve relativement plus proche de la base de la lithosphère restante. Il ne s’agit pas nécessairement d’une remontée active de matériel mantellique au sens d’un panache, mais plutôt d’un réajustement gravitaire et thermique du système. Cette remontée relative de l’asthénosphère entraîne une augmentation du flux thermique à la base de la croûte. Elle peut alors favoriser la fusion partielle de la croûte inférieure, la production de magmas, l’affaiblissement mécanique de la lithosphère et, dans de nombreux cas, une phase d’extension post-collisionnelle ou d’effondrement orogénique.

Dans le cas du Massif central, la délamination lithosphérique est parfois invoquée pour expliquer l’importance du magmatisme carbonifère et le niveau thermique élevé atteint après l’épaississement crustal varisque. Elle fournirait en effet une source de chaleur supplémentaire par rapport au seul effet du surépaississement de la croûte. Toutefois, il convient de rappeler que, dans ce contexte, la délamination reste un modèle géodynamique proposé à l’échelle régionale, et non un mécanisme directement démontré pour chaque massif granitique pris isolément.

Le granite de Manson

Le granite de Manson, dans la région de Clermont-Ferrand, est un granite à deux micas rattaché par la notice BRGM de la feuille Clermont-Ferrand au groupe des granites aplitiques à deux micas, datés à 321 ± 13 Ma sur biotite. Cet âge le place dans le Namurien, donc au début du Carbonifère supérieur, vers 320 Ma.

À l’échelle du Massif central, cet âge correspond à la grande phase de magmatisme namurien-westphalien, contemporaine d’un régime de tectonique extensive syn-orogénique. Les synthèses régionales indiquent en effet que, durant cet intervalle, la partie interne de la chaîne varisque connaît un étirement NW–SE, enregistré à la fois par les fabriques de nombreux plutons syntectoniques et par les structures extensives ductiles qui accompagnent leur mise en place.

Dans ce cadre, le granite de Manson peut être interprété comme un leucogranite tardi-varisque mis en place non plus pendant la phase principale de raccourcissement collisionnel, mais au moment où la croûte varisque déjà épaissie commence à se relâcher et à s’étirer. Autrement dit, il se rattache vraisemblablement à la phase d’extension syn-orogénique NW–SE qui marque l’évolution tardive du Massif central. Cette interprétation est solide à l’échelle régionale ; en revanche, il faut rester prudent si l’on veut attribuer au seul pluton de Manson une cinématique locale détaillée sans étude structurale spécifique du massif lui-même.

Le granite de Manson est un granite namurien, vers 321 Ma, lié au magmatisme tardi-varisque du Massif central, mis en place dans un contexte d’extension syn-orogénique orientée NW–SE.

Apport thermique profond et formation de granulites à la fin de l’orogenèse varisque

La phase extensive tardi-varisque ne correspond pas seulement à un relâchement mécanique de la chaîne : elle s’accompagne aussi d’un échauffement important de la base de la croûte. Cet apport thermique profond est attesté dans le Massif central par l’existence de granulites de haute température connues surtout grâce à des enclaves remontées par le volcanisme tertiaire à quaternaire, ainsi que par les données géophysiques qui montrent une croûte inférieure particulière sous le Massif central. Ces observations indiquent qu’au Carbonifère supérieur, la croûte profonde a atteint des températures très élevées, compatibles avec un métamorphisme de faciès granulite, typiquement de l’ordre de 750 à 1000 °C selon la composition des roches et la profondeur, bien au-dessus des températures de 600-800°C trouvées pour un géotherme "normal" d'une croûte continentale inférieure dans des domaines continentaux stables.

Une granulite n’est pas un granite. Le granite est une roche magmatique plutonique, issue de la cristallisation lente d’un magma, généralement riche en quartz et feldspaths, souvent clair et à texture grenue bien visible. La granulite, au contraire, est une roche métamorphique formée en profondeur par transformation de roches préexistantes sous très haute température et pression modérée à élevée. Elle est généralement plus sombre, plus compacte, plus rubanée ou grenue sèche, et se caractérise par des assemblages minéralogiques de haute température, souvent avec pyroxènes, grenat, feldspaths, et peu ou pas de minéraux hydratés visibles comme les micas abondants des granites ou gneiss plus superficiels. Elle ressemble donc moins à un “granite clair massif” qu’à une roche plus dure, plus sèche, souvent plus sombre, parfois rubanée, qui enregistre les conditions profondes de la croûte inférieure.

La formation de granulites a plusieurs conséquences géologiques importantes. D’abord, elle montre que la croûte inférieure a été fortement chauffée et déshydratée. Ensuite, cette transformation modifie la rhéologie de la lithosphère : une croûte profonde chauffée, partiellement fondue puis résiduelle, ne se déforme plus de la même manière qu’une croûte plus froide. Enfin, la fusion partielle associée à ces hautes températures peut extraire des liquides felsiques vers le haut et laisser en profondeur un résidu granulitique, plus sec et plus dense. Autrement dit, la formation des granulites témoigne à la fois d’un transfert de chaleur, d’une réorganisation mécanique de la croûte, et d’une différenciation chimique entre les magmas granitiques extraits et les résidus profonds qui restent en place.

Dans la région de Clermont-Ferrand, il n’existe pas de grands affleurements classiques de granulites comparables à certains massifs métamorphiques exhumés. En revanche, oui, il y a bien un lien direct avec Clermont-Ferrand : les volcans tertiaires et quaternaires du Massif central, y compris dans le secteur auvergnat, ont remonté des xénolithes de croûte inférieure comprenant des granulites. Des synthèses sur le Massif central indiquent que les édifices volcaniques reposent sur un substratum hercynien allant jusqu’au faciès granulite, et plusieurs travaux utilisent précisément les enclaves volcaniques du Massif central pour reconstituer la nature de cette croûte inférieure profonde. Il faut donc retenir que, près de Clermont, les granulites sont surtout connues en profondeur et sous forme d’enclaves volcaniques, plus que comme de grands affleurements cartographiés en surface.

À la fin de l’évolution varisque, l’extension ne provoque pas seulement l’ouverture de bassins et la détente de la chaîne ; elle s’accompagne aussi d’un échauffement de la croûte profonde, responsable de métamorphisme de haut grade, de fusion partielle et de la formation de granulites dans la croûte inférieure.

Migmatites et granulites

Une granulite et une migmatite ne désignent pas la même chose, même si les deux peuvent être liées dans une même histoire thermique.

Une granulite est avant tout une roche métamorphique de très haute température, formée en profondeur, dans le faciès granulite. Elle traduit donc un état métamorphique : la roche a été portée à haute température, souvent en conditions relativement sèches, et a recristallisé avec des minéraux comme pyroxènes, grenat, feldspaths, avec peu de minéraux hydratés.

Une migmatite, elle, est une roche qui a commencé à fondre partiellement. C’est donc une roche mixte, à la fois métamorphique et magmatique : une partie reste sous forme de résidu solide, tandis qu’une autre partie correspond à des liquides felsiques cristallisés, souvent visibles sous forme de veines ou rubans clairs. En général, une migmatite a un aspect très hétérogène, rubané, avec alternance de domaines sombres et clairs.

Le lien entre les deux est le suivant : une roche portée à très haute température peut d’abord atteindre le faciès granulite, puis, si la température augmente encore ou si les conditions permettent la fusion partielle, elle peut évoluer vers un état migmatitique. Inversement, après extraction du liquide, le résidu peut avoir une composition granulitique. Donc :

• toutes les granulites ne sont pas des migmatites ;
• toutes les migmatites ne sont pas des granulites ;
• mais une migmatite peut se former aux dépens d’une roche au faciès granulite, et une granulite peut représenter le résidu laissé après fusion partielle.

Pour le dire simplement :

• granulite = degré métamorphique très élevé
• migmatite = roche ayant partiellement fondu

Une comparaison utile est celle-ci :

• un granite est un liquide cristallisé,
• une migmatite est une roche en cours de transition entre solide et liquide,
• une granulite est souvent une roche profonde très chauffée, mais pas forcément fondue de manière visible.

Les granulites ne sont pas nécessairement des migmatites. Une granulite est une roche métamorphique de très haute température, tandis qu’une migmatite est une roche ayant subi une fusion partielle. Les deux peuvent être associées dans une même évolution crustale : la granulite peut correspondre à une roche profonde chauffée avant fusion, ou au résidu laissé après extraction des liquides ayant produit les migmatites et les granites.

Les bassins houillers tardi-varisques : demi-grabens, pull-aparts et rôle du Sillon houiller

Entre 310 et 290 Ma, la chaîne varisque entre dans une phase tardi-orogénique extensive. L’étirement maximal devient alors N–S à NNE–SSW, ce qui change le mode d’ouverture des bassins intramontagneux. Ces bassins ne s’ouvrent pas tous de la même façon : certains sont des demi-grabens, c’est-à-dire des fossés limités principalement par une grande faille normale, tandis que d’autres sont des bassins de pull-apart, c’est-à-dire des bassins d’ouverture installés dans des zones de relais ou de courbure entre des failles décrochantes. À l’échelle du Massif central, cette organisation traduit l’effondrement progressif du relief varisque et l’amincissement de la croûte dans les domaines internes de la chaîne.

Dans le Massif central, les exemples classiques de demi-grabens sont notamment Ahun et Commentry. À l’inverse, les bassins localisés le long du Sillon houiller sont interprétés comme des pull-aparts. Les synthèses récentes de Planet-Terre et les synthèses BRGM indiquent explicitement que, pendant cet événement extensif tardif (souvent noté D5), le Sillon houiller rejoue en décrochement sénestre fragile, et que les bassins qui s’y ouvrent sont des pull-aparts senestres. Parmi les bassins cités dans ce cadre figurent notamment Saint-Étienne, Saint-Éloy, Noyant, Brassac, Langeac, Décazeville, Figeac et Brousse-Broquiès, même si tous n’ont pas exactement la même géométrie locale.

Le point important est donc le suivant : dans cette phase tardive, les grands accidents régionaux ne sont pas seulement des failles “cassantes” isolées, mais des couloirs décrochants majeurs qui segmentent la chaîne. Lorsque le tracé de la faille présente un relais extensif, une courbure favorable ou des failles satellites bien orientées, l’espace s’ouvre localement et un bassin de pull-apart peut se former. Dans le cas du Sillon houiller, la documentation BRGM et les synthèses régionales convergent vers un jeu stéphanien sénestre, avec des bassins houillers alignés le long de cet accident NNE–SSW.

Pour la région de Clermont-Ferrand, ce système existe bien à proximité, même s’il ne traverse pas le centre de Clermont comme la faille de Limagne, plus récente. Le Sillon houiller passe dans le Puy-de-Dôme vers Pontaumur et Saint-Éloy-les-Mines, et les documents de synthèse sur la Chaîne des Puys le décrivent comme une grande faille de décrochement carbonifère jalonnée de bassins pull-apart discontinus, clairement distincte du rift cénozoïque de la Limagne. Autrement dit, autour de Clermont-Ferrand, on est bien dans une région influencée par cette grande structure hercynienne, mais les exemples les plus nets de bassins houillers liés au Sillon houiller se trouvent plutôt au nord-ouest et au nord de Clermont, vers les Combrailles, Saint-Éloy et Pontaumur, qu’au niveau de l’agglomération clermontoise elle-même.

Il faut enfin distinguer ce système carbonifère tardif du fossé de la Limagne, qui est beaucoup plus récent, d’âge cénozoïque. Autour de Clermont-Ferrand, les deux grands accidents majeurs n’ont donc pas le même âge ni le même contexte géodynamique : le Sillon houiller appartient à la fin de l’évolution varisque et contrôle des bassins houillers stéphaniens en contexte de décrochement transtensif, tandis que la faille de Limagne relève du rifting cénozoïque lié à l’évolution alpine.

Au Stéphanien, une partie des bassins houillers du Massif central s’ouvre en pull-apart le long du Sillon houiller, grand décrochement sénestre NNE–SSW ; dans la région de Clermont-Ferrand, ce système existe bien, surtout vers Pontaumur et Saint-Éloy-les-Mines, mais il faut le distinguer du fossé tertiaire de la Limagne.

Pourquoi diorites, tonalites et granodiorites évoquent-elles un arc magmatique ?

Les plutons d’arc sont des corps magmatiques cristallisés en profondeur au-dessus d’une zone de subduction. Dans ce contexte, les fluides libérés par la plaque plongeante hydratent le manteau sus-jacent, favorisent la fusion partielle et produisent des magmas généralement hydratés, oxydés et le plus souvent de tendance calco-alcaline. En profondeur, ces magmas se mettent en place sous forme de gabbros, diorites, tonalites, granodiorites, puis parfois granites plus évolués. L’association de ces roches dans un même ensemble plutonique est donc très typique d’un magmatisme d’arc.

Dans cette série, les gabbros représentent les termes les plus basiques, les diorites des termes intermédiaires, et les tonalites–granodiorites des termes plus riches en silice. Cela ne signifie pas que toute diorite ou toute tonalite soit automatiquement “d’arc”, mais, lorsqu’elles sont regroupées dans un cadre tectonique convergent et qu’elles montrent une géochimie de subduction, elles correspondent très bien à une suite intrusive calco-alcaline.

Correspondance avec les équivalents volcaniques

On peut relier les roches plutoniques à leurs équivalents volcaniques, c’est-à-dire à des magmas de composition voisine mais refroidis rapidement en surface. La diorite correspond globalement à l’andésite ; la granodiorite correspond le plus souvent à la dacite ; la tonalite, un peu plus pauvre en feldspath potassique que la granodiorite, correspond elle aussi en pratique à des dacites, parfois à des rhyodacites selon la composition exacte. Ces équivalences sont utiles pour raisonner, mais elles restent approximatives : on compare des compositions générales, pas une stricte identité parfaite roche par roche.

Autrement dit, un ensemble gabbro – diorite – tonalite – granodiorite est l’équivalent plutonique d’une série volcanique allant globalement de basalte à andésite puis dacite. C’est précisément ce continuum qui fait penser à un arc magmatique calco-alcalin, où les magmas mantelliques initiaux évoluent par cristallisation fractionnée, mélanges et interactions avec la croûte.

La présence de diorites, tonalites et granodiorites suggère un magmatisme d’arc, car ces roches appartiennent fréquemment à des suites plutoniques calco-alcalines de subduction. Leurs équivalents volcaniques sont respectivement surtout andésite pour la diorite, dacite pour la granodiorite, et dacite à rhyodacite pour la tonalite.

Pourquoi trouve-t-on des turbidites en Montagne Noire ?

La présence de turbidites en Montagne Noire ne signifie pas nécessairement qu’un océan existait encore à cet endroit au Carbonifère. Une turbidite est avant tout un dépôt gravitaire sous-marin, mis en place par un courant de turbidité sur une pente dans un bassin relativement profond. Ce type de dépôt peut se former dans des contextes très variés : domaine océanique, marge continentale, bassin d’avant-arc, bassin d’arrière-arc, mais aussi bassin d’avant-pays. Le terme « turbidite » décrit donc un mode de sédimentation, et non à lui seul un cadre géodynamique précis.

Dans la Montagne Noire, les formations turbiditiques du Viséen–Namurien sont généralement interprétées comme le remplissage d’un bassin d’avant-pays situé en bordure méridionale de la chaîne varisque. Un tel bassin se forme lorsque la lithosphère continentale se courbe sous le poids de la chaîne et des nappes qui s’y empilent. Cette flexure crée une dépression allongée, souvent occupée par la mer, dans laquelle s’accumulent les sédiments issus de l’érosion du relief orogénique voisin. Une partie de ces sédiments descend les pentes sous forme de courants gravitaires, ce qui produit des turbidites.

Le caractère proximal de certains faciès de la Montagne Noire montre que ce bassin était proche d’un relief tectoniquement actif. Le terme de wild flysch désigne précisément un flysch grossier, désordonné, déposé au voisinage immédiat de la chaîne. La présence d’olistolithes kilométriques de roches paléozoïques prouve que des pans entiers de l’unité sus-jacente se sont détachés, ont glissé sous l’effet de l’instabilité des pentes, puis se sont retrouvés inclus dans les dépôts turbiditiques. Ces blocs ne traduisent donc pas l’existence d’un domaine océanique, mais plutôt une tectonique synsédimentaire active, contemporaine du remplissage du bassin.

Ainsi, en Montagne Noire, les turbidites viséo-namuriennes s’expliquent très bien dans le cadre d’un bassin marin profond d’avant-pays, alimenté par les produits d’érosion, d’effondrement et de glissement issus de la chaîne varisque en cours de mise en place. Autrement dit, ici, les turbidites témoignent moins d’un océan que de la proximité d’un relief orogénique instable et sous-marinement connecté à un bassin profond.

« Turbidites ne veut pas dire océan ».

USG, UIG et para-autochtone : trois grands niveaux de la marge nord-gondwanienne

Dans le Massif central, l’architecture varisque résulte de la superposition de plusieurs grandes unités tectono-métamorphiques appartenant, dans les synthèses de Faure, à la marge nord du Gondwana. De haut en bas, on distingue l’Unité Supérieure des Gneiss (USG), l’Unité Inférieure des Gneiss (UIG), puis le domaine para-autochtone. Ces trois ensembles n’ont pas enregistré la même histoire métamorphique, mais ils participent tous à la construction de la chaîne varisque.

L’USG correspond à l’unité la plus directement liée aux premiers événements varisques. Elle renferme les témoins d’un enfouissement profond en contexte de subduction, avec un métamorphisme de haute pression, puis d’une exhumation avant sa mise en nappe dans l’édifice varisque. Dans les synthèses récentes, l’USG est explicitement décrite comme une unité qui a subi un métamorphisme HP à UHP lors de la subduction continentale.

L’UIG représente un niveau plus profond de la croûte continentale, lui aussi rattaché à la marge nord du Gondwana, mais caractérisé surtout par un métamorphisme régional de type MP-MT à MP-HT, plus proche d’un métamorphisme barrowien que d’un métamorphisme HP-BT. Elle constitue donc un grand niveau crustal sous-jacent, sur lequel l’USG a été tectoniquement mise en place. Les travaux sur l’UIG montrent en outre que ses protolithes incluent des orthogneiss d’âge ordovicien à cambrien terminal, témoignant d’une ancienne croûte continentale remaniée pendant l’orogenèse varisque.

Le para-autochtone correspond à la partie la moins déplacée de cette marge nord-gondwanienne. Il ne faut pas le comprendre comme une nappe venue de loin, mais comme un domaine resté relativement proche de sa position initiale, bien qu’il ait été recouvert par les unités allochtones supérieures et impliqué dans la déformation varisque. Faure le décrit comme un ensemble métapélitique et quartzitique de faible à moyen degré, exposé largement dans le sud du Massif central et en fenêtres tectoniques dans le nord.

On peut donc résumer les choses ainsi : l’USG enregistre surtout la subduction, le métamorphisme HP et l’exhumation éo-varisques ; l’UIG correspond à une croûte continentale plus profonde, métamorphisée dans des conditions de moyenne pression et moyenne à haute température ; le para-autochtone représente le socle ou la couverture proximale de la marge nord-gondwanienne, resté relativement peu transporté par rapport aux nappes supérieures.

Tableau de synthèse

Formulation très brève pour retenir l’essentiel

On peut retenir que l’USG représente la partie subduite puis exhumée de la marge nord-gondwanienne, que l’UIG correspond à une croûte continentale plus profonde métamorphisée dans des conditions intermédiaires, et que le para-autochtone forme le soubassement relativement peu déplacé sur lequel les nappes varisques se sont mises en place.

Conclusion : de l’Éo-varisque à l’orogène varisque carbonifère

L’histoire varisque du Massif central et du Massif armoricain méridional s’organise en deux grands temps. Le premier correspond à l’Éo-varisque, entre environ 420 et 400 Ma, et traduit la fermeture d’un domaine océanique paléozoïque situé entre Armorica et la marge nord du Gondwana, généralement désigné comme l’océan médio-européen dans les synthèses françaises. Cette phase est marquée par la subduction de croûtes océanique et continentale, par un métamorphisme de haute pression autour de 415 Ma, puis par l’exhumation de ces unités profondes et la mise en place précoce des nappes. Dans ce cadre, l’Unité Supérieure des Gneiss (USG) enregistre les niveaux les plus directement liés à la subduction, à l’enfouissement et à l’exhumation éo-varisques, tandis que l’Unité Inférieure des Gneiss (UIG) représente un autre grand niveau de la croûte continentale impliqué dans cet édifice. La superposition de l’USG sur l’UIG relève donc principalement de la construction éo-varisque de la chaîne, même si la géométrie actuelle a été ensuite remaniée par les déformations plus tardives.

Dans le modèle retenu par Faure, la fermeture de cet océan médio-européen s’effectue par une subduction à plongement vers le nord, suivie par la collision entre Armorica et la marge nord-gondwanienne. Cette étape correspond à un orogène de type collisionnel, caractérisé par l’empilement de nappes, l’épaississement crustal et le métamorphisme régional, d’une manière qui rappelle, dans son principe, les grandes chaînes de collision actuelles.

Le second grand temps correspond au Varisque carbonifère, lorsque l’orogène déjà construit devient le siège d’un réchauffement crustal majeur, d’une fusion partielle étendue et d’un plutonisme abondant, particulièrement bien développé entre 325 et 310 Ma dans le Massif central. Cette phase tardive n’efface pas l’héritage éo-varisque : elle en constitue au contraire le prolongement thermique et mécanique. L’épaississement crustal, l’empilement des nappes et la présence de roches crustales fertiles, souvent riches en minéraux hydratés, ont préparé les conditions favorables à l’anatexie et à la production des grands magmas granitiques carbonifères. Ainsi, l’Éo-varisque correspond surtout à la construction tectono-métamorphique initiale de la chaîne, tandis que le Varisque carbonifère en représente la réorganisation thermique, magmatique et extensive.