par NICOLLET C. et BOULOTON J.

Département de Géologie, Université Blaise Pascal, Clermont Ferrand

On se propose de montrer, grâce à l'étude d'un contact tectonique majeur qui sépare des unités à la lithologie et aux histoires métamorphiques contrastées, que l'évolution géodynamique de la chaîne hercynienne peut s'interpréter en termes de convergence de plaques, avec fermeture d'un océan. En ce sens, cette évolution ne diffère pas significativement de celle de chaînes récentes de type Alpes.

Dès le début du XXème siècle, certains géologues avaient découvert, dans les chaînes de montagnes, des charriages impliquant des déplacements horizontaux énormes (jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres). Ces observations étaient en contradiction avec l'idée que l'on se faisait généralement de la tectonique, car on supposait, alors, que les déplacements étaient essentiellement verticaux. Seuls quelques rares précurseurs pensaient, comme Taylor (1908), que les chaînes de montagnes provenaient de la collision de continents dérivants. La théorie de la tectonique des plaques devait leur donner raison et montrer que les ceintures orogéniques se situent aux zones de convergence de plaques. Il a fallu, cependant, se détacher d'un concept cher à la théorie de la tectonique des plaques : le concept de la rigidité des plaques lithosphériques. Si la rigidité des plaques n'est pas incompatible avec l'expansion et la subduction de la lithosphère océanique, elle ne peut expliquer, par exemple, comment la plaque indienne se rapproche encore, à raison de 5cm/an de l'Asie, 40 MA après la collision qui a donné naissance à la chaîne himalayenne : les chaînes de montagnes témoignent de la capacité de la lithosphère continentale à absorber un raccourcissement important en se déformant et s'épaississant. Une chaîne de montagnes est donc le témoin des perturbations et réajustements mécaniques et thermiques aux limites convergentes des plaques (voir un Modèle de l'évolution thermique et mécanique d'une chaîne de montagnes).

La relation entre les chaînes de montagnes et les limites de plaques est évidente dans le cas des ceintures orogéniques récentes (<200 MA (millions d'années), âge de la croûte océanique la plus ancienne). En effet, dans celles-ci, les ophiolites s.s. représentent la preuve directe de l'incorporation d'un plancher océanique dans une chaîne. Mais qu'en est-il des orogènes anciens, avant les 200 derniers MA ? En effet, dans ces derniers, les ophiolites, formations relativement superficielles, ont généralement disparu. On admet, cependant, que le mécanisme actuel de la tectonique des plaques est opérationnel depuis au moins 1000 MA, peut-être 2600 MA. Ainsi les chaînes anciennes, comme la chaîne hercynienne, actuellement incorporées au sein de la lithosphère continentale, seraient les résultats de collisions entre les marges d'océans aujourd'hui disparus. Pour argumenter un tel modèle, il faudra aller à la "recherche des océans perdus" (Montigny et Allègre, CRAS, 1974, p 543), dans les supposées zones de suture.

Les complexes leptyno-amphibolitiques (CLA), terme proposé par Forestier en 1961 (thèse Clermont), sont des formations bien représentées dans le Massif Central (Fig.2). Elles montrent une association de roches métamorphiques ultrabasiques (d'origine mantellique), basiques (amphibolites) et acides (leptynites), associées à des lithologies variées, d'origine continentale (carbonates, gneiss, etc.). Cette appelation de CLA ne se réfère pas au volume des amphibolites et leptynites (elles représentent rarement plus de 20% de l'ensemble des roches du CLA), mais plutôt à l'importance géodynamique de celles-ci. Ces roches magmatiques, métamorphisées sont interprétées, pour partie, comme des reliques de la croûte océanique au sens large. La complexité de ces formations rend difficile une interprétation plus précise : s'agit-il des témoins de bassins marginaux en arrière de la zone de subduction (Brévenne ?); d'ophiolite (lithosphère océanique préalablement déposée sur la lithosphère continentale avant la collision : Chamrousse, Chenaillet) ; de marges passives, zone de transition entre les lithosphères continentale et océanique ? On observe parfois, dans les CLA, la coexistence de séries magmatiques de nature et d'âge différents. (dans le Rouergue, une série tholéiitique coexiste avec une série calcoalcaline de 100 MA plus jeune). Sans rentrer dans les détails (qui ne sont pas sans importance !) de cette discussion, nous retiendrons que les CLA contiennent des matériaux océaniques s.l. et continentaux, preuves de l'existence d'un océan, avant la collision hercynienne. Souvent, ces CLA soulignent de grands chevauchements impliquant la croûte dans son ensemble et reposent sur des formations superficielles. Ils marqueraient la suture entre deux continents.

La chaîne hercynienne (ou varisque) est le résultat de la convergence N-S de deux blocs continentaux, correspondant l'un à l'Europe du Nord, et l'autre à l'Europe méridionale et à l'Afrique. Elle est caractérisée, par un double déversement des structures, vers le Nord au Nord et vers le Sud au Sud (Fig.1). Le Massif Central appartient à la branche méridionale de l'orogène varisque.

L’architecture globale du Massif Central correspond à un empilement de grandes unités déversées vers le Sud (Fig.2). La mise en place de telles nappes est hétérochrone. Chronologiquement, on distingue trois épisodes étalés sur 170 MA (Ledru et al, 1989, BSGF, p. 605) :

1 - l’épisode éovarisque (450-400 MA) correspond à l'enfouissement de la lithosphère océanique (et continentale ?) dans une zone de subduction. Les témoins de cet épisode sont rares, conservés sous la forme de reliques pétrologiques de petite dimension (déci- à décamétrique) dans les complexes leptyno-amphibolitiques (CLA). Ces reliques témoignent de conditions de hautes pressions (HP ; 12-20 kb, correspondant à des profondeurs de 40 à 70 km ; 650°-800°C). Cependant, l'absence de mégastructures (structures à grande échelle, hecto- à pluri kilométrique) et les rares microstructures tectoniques dans ces reliques ne permettent pas de caractériser le style tectonique de cette période éovarisque. Or, c’est la connaissance de la géométrie de cette tectonique qui, seule, peut nous expliquer les mécanismes qui ont permis l'incorporation de ces reliques de HP (formées à très grande profondeur), dans les parties relativement superficielles de la chaîne de collision qui a suivi.

2 - La collision continentale (400-340 MA) est responsable de la structuration de la chaîne : c'est la mise en place des principales nappes (Fig. 2). C'est à ce moment que se développe la foliation générale (horizontale, à l'origine) dans un climat métamorphique de pression intermédiaire (PI : barrovien), atteignant les conditions de l'anatexie. Cet épisode n'est pas synchrone à travers la chaîne et se réalise entre 400 et 340 MA. Remarquons que les CLA montrent une évolution métamorphique rétrograde, depuis les conditions de hautes pressions dont témoignent les "reliques" jusqu'aux conditions de moyennes P du métamorphisme régional barrovien. Ils chevauchent des formations autochtones à évolution métamorphique prograde (dans les PI également). Par ailleurs, si les CLA matérialisent la paléosuture, celle-ci a été transportée tectoniquement au cours de la collision, jusqu'à sa position actuelle sur des terrains moins métamorphiques (Figs.1 et 5).

3 - La chaîne intracontinentale (340 à 280 MA) : La tectonique de style tangentiel (=chevauchant), initiée au stade précédent, se poursuit et migre progressivement du Nord vers le Sud : dans le Nord, l'amincissement post-collisionnel est déjà terminé (le Viséen moyen, discordant sur les terrains métamorphiques, n'a pas été érodé), alors que dans le Sud, l'épaississement crustal n'est pas achevé (le Viséen est impliqué dans les nappes du versant Sud de la Montagne Noire). De nombreux granites se mettent en place entre 360 et 320 MA. Pour finir, dans les zones ainsi structurées, la déformation se concentre alors, le long de couloirs de failles d'extension régionale (eg. le sillon houiller). L'évolution ultime de la chaîne est son amincissement, marquée, autour de 290 MA, par d'importantes anomalies thermiques (dômes anatectiques de la Montagne noire et du Velay). Celles-ci sont contemporaines de failles normales ductiles responsables de l'amincissement crustal post collisionnel. A cet amincissement a succèdé, localement, la distension à l'origine de l'océan liguro-piémontais : en effet, la bordure SE du Massif Central constitue une marge de cet océan. Ainsi débute l'histoire d'une autre ceinture orogénique : celle des Alpes.

Fig.2 : Carte schématique des principales nappes du Massif Central, (Ledru et al., 1989). 1 : dépôts viséens ; 2 : granites ; 3 : unités supérieures épizonales ; 4 : unité supérieure des gneiss (contenant les CLA) ; 5 et 6 : unités inférieures des gneiss (autochtones "relatifs") ; 7 : unités méridionales.

La région du Ht Allier montre le chevauchement du groupe leptyno-amphibolitique, à évolution métamorphique rétrograde (depuis des HP : 15 -20 kb) et anatectique (unité supérieure des gneiss (4) sur la Fig. 2), sur un autochtone (relatif) gneissique, à métamorphisme de moyennes pressions (6-8 kb ; unité inférieure des gneiss (5) sur la Fig.2). L'amplitude de ce chevauchement serait de 150 km (Burg et Matte, 1977, CR Som. SGF, 6, 325). Comme ailleurs dans le MCF, la surface de décollement est marquée par la présence de "boules" (déca- à hectométriques) de métapéridotites serpentinisées.

Sur l'itinéraire choisi (Fig. 4), l'autochtone gneissique affleure sous le CLA, dans une fenêtre tectonique, à la faveur d'une structure anticlinale (d'orientation N 160°E) liée à la phase souple tardive P2 (Fig. 3). Celle-ci replisse la foliation régionale contemporaine de la collision. Cette unité est qualifiée d'autochtone relatif ou para-autochtone puisqu'elle est, elle-même, chevauchante plus au Sud, sur des unités épizonales (=peu métamorphiques).

Elle débute quelques centaines de mètres sous le CLA, dans les gneiss à Biot-Sill. Le contact lui-même n’est pas visible; il est seulement matérialisé par un niveau de (rares) boules de péridotite serpentinisée. Au dessus, le CLA, de 1 à 2 km d'épaisseur, a une lithologie variée. Amphibolites, leptynites, orthogneiss, roches carbonatées, gneiss fins alternent en niveaux décimétriques à décamétriques. Le boudinage tectonique est un phénomène commun. Au coeur de ces boudins, il n'est pas rare de trouver des reliques pétrologiques de HP : éclogites, granulites basiques, méta-péridotites (exceptionnellement à grenat), gneiss à disthène (Ky) et feldspath potassique (Fk), skarns. Ces boudins sont enveloppés par la foliation régionale 1, témoignant ainsi de l'absence de mégastructures précoces associées au gradient de HP. Amphibolites et reliques basiques de HP ont une affinité, soit tholéitique, soit calcoalcaline.

La partie sommitale de l'unité est occupée par des anatexites à cordiérite contenant des reliques de HP et péridotites.

Arrêt n° 8 : La foliation est peu marquée dans les gneiss anatectiques à nodules de cordiérite verte qui surmontent le CLA (sur la D16, 750m au Sud du carrefour avec la N102 ; coordonnées : N45°15'10" ; E03°24'28" ). La sillimanite n'est pas visible macroscopiquement ; le grenat est rare. Des amphibolites (= reliques de HP rétromorphosées), forment des boudins décimétriques à métriques.

Arrêt n° 8 bis : La cordiérite est localement bien visible dans les anatexites, sur le bord de la carrière près du pont de Vieille Brioude (N102, rive droite de l'Allier). La carrière a permis l'exploitation d'un épais filon (~ 50 m) de leucogranite tardif non déformé (et non daté !).

Signalons, à quelques km à l'Est de Sarniat, à Feynerolles, la présence de métapéridotites à grenat décrites par B. Lasnier (1977) (malheureusement,ce minéral est la plus souvent rétromorphosé en nodules de chlorite fibroradiée). La présence de ces roches a une signification géodynamique très importante puisqu'il s'agit de témoins du manteau profond (T>800°C ; P>16kb ; Fig.5).

Les observations faites au cours de cette excursion à travers la "fenêtre" tectonique de Céloux sont compatibles, au moins dans les grandes lignes, avec le scénario proposé au début de cet exposé pour expliquer l'évolution géodynamique de la chaîne varisque. Et pour cause : l'étude de cette région a largement contribué à l'élaboration de ce modèle (Lasnier, 1973, 1977, Marchand, 1974, Thèses Nantes ; Burg, 1977, Thèse Montpellier ; …).

La présence d'un contact tectonique majeur, matérialisant la trace d'une suture (déplacée au cours de l'épisode intracontinental), d'amplitude lithosphérique, est argumentée par :

              - Un contraste lithologique net entre le CLA, constitué de matériels océaniques (variés) auxquels s'ajoutent des matériaux continentaux supracrustaux et les gneiss inférieurs, métasédiments d'origine continentale.

              - La présence de "boules" de métapéridotites serpentinisées (d'origine mantellique probable) au contact entre les deux unités.

Certaines questions sont encore discutées. Des discussions passionnées concernent la nature précise des différents CLA ; on dissertera encore longtemps sur la largeur de l'"océan" ; l'absence de mégastructures associées au métamorphisme de HP rend difficile la compréhension de l'étape de transition entre les stades subduction et collision. Par quels mécanismes tectoniques les roches de HP "océaniques" ont-elles été incorporées dans la croûte continentale ? De ce fait, on ne peut pas directement assimiler le chevauchement actuel (coupe de la Fig.2), dont la structuration est liée à l'épisode intracontinental (avec un déplacement de 150 km), à la soudure entre les deux anciens continents.

Les photos de lames minces sont empruntées à Lasnier (1977, Thèse d’Etat, Nantes) et Marchand (1974, Thèse Nantes).            

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