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Par définition, une roche magmatique provient de la fusion plus ou moins totale de matériaux terrestres. Cette fusion peut affecter le manteau ou la croûte, mais toujours à des profondeurs importantes, là où les conditions physiques le permettent.

En règle générale, aujourd'hui et à l'équilibre, croûte et manteau sont solides, et leur fusion est due principalement à des anomalies de pression, de température ou à des variations des teneurs en eau. Cette fusion n'est jamais totale et seule une partie des matériaux entre dans la phase liquide, tandis que l'autre reste solide. De ce fait, le liquide obtenu n'a pas la même composition que le solide de départ. Dans le manteau, de composition péridotitique, ce liquide a une composition de basalte (ou gabbro) avec un taux de silice de l'ordre de 45%, alors que dans la croûte, de composition moyenne granodioritique, il a une composition de rhyolite (ou de granite) avec un taux de silice de l'ordre de 65 à 70%. Ce sont ces liquides qui sont à l'origine des grands ensembles plutoniques et volcaniques du Massif Central.

Genèse des magmas

Des variations de température, de pression mais aussi de teneur en eau, liées entre elles ou indépendantes, peuvent donc provoquer la fusion de la croûte inférieure et du manteau. Les liquides ainsi produits, que l'on nomme "magmas", sont moins denses que les roches qui les entourent et ont tendance à monter vers la surface sous l'effet de la poussée d'Archimède. Cette ascension utilise différents mécanismes que nous ne développerons pas ici, mais on notera toutefois que le niveau que peut atteindre un magma dépend de sa densité et de sa rhéologie, c’est-à-dire de ses propriétés physiques et en particulier de sa viscosité, ainsi que de la tolérance des formations géologiques qu'il traverse. Il est clair qu'un système compressif offre moins d'opportunités qu'un système expansif qui est à l'origine de nombreuses failles "ouvertes" dans lesquelles le magma peut s'introduire facilement. En remontant vers la surface, le magma refroidit lentement et des cristaux s'y forment, le rendant de plus en plus visqueux, donc de moins en moins mobile. Cette dynamique explique que certains magmas ne peuvent atteindre la surface et finissent leur course en profondeur où ils formeront des plutons . D'autres, au contraire, atteignent la surface et s'expriment par des volcans. Les plutons et les volcans ont donc une même origine, magmatique. Toutefois, selon le contexte géodynamique qui peut être extensif ou compressif, selon la nature des magmas qui est directement liée à leurs sources, croûte ou manteau, un magma peut produire préférentiellement des plutons ou des volcans. L'existence de ces appareils à la surface de la terre est liée à l'histoire post-magmatique. Dans une province jeune, où il y a eu peu d'érosion, n'apparaîtront que les niveaux supérieurs du magmatisme, celui des volcans. Au contraire, dans les régions où l'érosion a supprimé plusieurs kilomètres de terrains, les volcans ont, bien entendu disparu et l'on verra apparaître les témoins profonds du magmatisme, c’est-à-dire les ensembles plutoniques.

Au cours de leur trajet vers la surface (voir planche 9, a), les magmas peuvent s'accumuler dans des structures profondes où se constituent alors des réservoirs (ou chambres) magmatiques, qui sont en quelque sorte des points relais. Là, le magma peut séjourner plus ou moins longtemps avant de reprendre sa route vers le haut, être enrichi par de nouvelles arrivées de liquides profonds, ou tout simplement stagner et finir par cristalliser entièrement au cours d'un lent refroidissement qui aboutit à la formation d'un massif plutonique.

Défini d’abord par la nature de la source qui lui a donné naissance, le liquide magmatique évolue sans cesse. En effet, les différents minéraux qui constituent une roche magmatique ne cristallisent pas en même temps. Certains se forment à plus haute température ou à plus haute pression que d'autres, certains ne supportent pas l'eau tandis que d'autres en exigent la présence. La séquence de cristallisation, c’est-à-dire l'ordre d'apparition des minéraux dans le temps, est le facteur essentiel de l'évolution chimique des magmas (voir planche 10). Imaginons qu’un minéral beaucoup plus riche en magnésium et beaucoup plus pauvre en silice que le magma soit le premier à cristalliser abondamment. La fraction liquide à partir de laquelle se forme ce minéral va automatiquement s'appauvrir en magnésium et proportionnellement s'enrichir en silice. Comme le minéral qui apparaît est généralement bien plus dense que le liquide, il aura du mal à suivre l'ascension du liquide et sera plutôt stocké dans les niveaux profonds. Utilisons une métaphore pour comprendre ce mécanisme. Imaginons qu'au marché une ménagère et son fils aient acheté 5 oranges et 5 bananes, et que sur le chemin du retour le fils mange une banane, puis une autre, puis une autre et ainsi de suite. Le panier, qui au début comportait 50% d'oranges et 50% de bananes, va évoluer. Quand l'enfant aura mangé une banane, il n'y aura plus que 9 fruits dont 5 oranges (56%) et 4 bananes (44%), puis 5 oranges (63%) et 3 bananes (37%) et ainsi de suite. Ce scénario peut s'appliquer ici en remplaçant le marché par la source, le panier par le magma, les fruits par les éléments chimiques et l’enfant par les minéraux. Dans ce cas, ce n'est plus un mais plusieurs enfants qui accompagnent leur maman, chaque enfant préférant des fruits différents et exprimant leur faim en mangeant à différents moments. On comprend que selon le lieu où se trouve la ménagère (chemin du magma, chambres magmatiques) entre sa source d'alimentation (le marché, la zone de fusion), et sa maison (la surface terrestre), la composition du panier (magma) peut changer considérablement. Il peut même être vide avant d'arriver à cette ultime étape (le magma a entièrement cristallisé). Le contenu du panier représente donc, dans notre exemple, la composition du magma, qui évolue à tout instant, et produit donc des roches différentes, dont les noms expriment à la fois la composition chimique et la composition minérale. Nous n'entrerons pas dans la complexité de la nomenclature précise des roches magmatiques, mais on signalera quand même que l'on donne des noms différents aux roches plutoniques et aux roches volcaniques, même si elles ont une même composition chimique.

Avant de donner un aperçu sur les généralités de la classification et de la nomenclature des roches magmatiques, retenons que lorsque la source des magmas est le manteau terrestre, les produits magmatiques (roches) sont essentiellement des basaltes (volcans) ou des gabbros (plutons), et que lorsque la source est la croûte terrestre, ces produits sont essentiellement des rhyolites (volcans) ou des granites (plutons). Ces différences sont dues à la nature même de la source : la croûte est riche en silice et en alumine, comme les granites et les rhyolites, tandis que le manteau est pauvre en silice et riche en magnésium, comme les basaltes et les gabbros. Il arrive que des magmas d'origines différentes se mélangent plus ou moins complètement. On aura alors des roches intermédiaires, nommées hybrides.

Le Massif Central est un lieu privilégié pour ces grands types magmatiques. La plupart des formations anciennes, qu'une érosion très importante a amenées en surface, sont des granites, tandis que les formations les plus récentes, peu érodées offrent une grande quantité de volcans basaltiques.

Nomenclature des  roches magmatiques

Il n'y a pas si longtemps, la nomenclature des roches magmatiques faisait état de plus de 1 000 noms différents, donnés en fonction de leur composition minéralogique, de leur structure et de leur localisation géographique  C'était une véritable jungle où seul le spécialiste pouvait s'y retrouver. Depuis l'énoncé de la tectonique des plaques, qui précise remarquablement bien les contextes géodynamiques dans lesquels le magmatisme peut exister, et aussi depuis la multiplication des travaux de synthèse en laboratoire, on a tendance à limiter au maximum cette nomenclature. C'est cette version moderne et simplifiée que nous prendrons en compte.

En règle générale une roche magmatique ne contient qu'un nombre très limité de minéraux différents, une dizaine tout au plus, et la plupart sont des silicates. Ces minéraux sont classés en fonction de leur abondance et de leur signification pétrogénétique. Les principaux d'entre eux sont nommés minéraux cardinaux car, à l'instar des points cardinaux qui nous servent à nous repérer, ils nous permettent de nous y retrouver dans le monde des roches magmatiques. Il s'agit :

- des différentes formes de la silice dont le quartz est tête de liste,

- des feldspaths, alcalins et feldspaths calco-alcalins (ou plagioclases), qui sont des silicates alumineux

- des feldspathoïdes, qui sont également de silicates alumineux.

Certains autres minéraux, généralement un peu moins abondants, accompagnent systématiquement ces minéraux cardinaux, et leur signification pétrogénétique est importante. Il s'agit des minéraux essentiels, qui sont des silicates ferromagnésiens. Ils appartiennent aux groupes des péridots, des pyroxènes, des amphiboles et des micas.

Deux autres catégories concernent d'une part des minéraux qui sont presque toujours présents, mais en quantité négligeable, ce sont les minéraux accessoires, d'autre part des minéraux rares, que l'on ne trouve qu'exceptionnellement, ils sont dit minéraux accidentels.

-     parmi les minéraux accessoires, citons le sphène et l'allanite, le zircon, l'apatite, les spinelles,

-     parmi les minéraux accidentels, retenons le rutile, le grenat, les silicates d'alumine, le corindon, le saphir, la topaze etc.

Nous utiliserons la nomenclature la plus simple, basée sur la présence des minéraux cardinaux, dont la signification géochimique est indéniable comme nous allons le voir. Pour cette raison, cette nomenclature, ou classification, est dite chimico-minéralogique.

Le quartz et ses polymorphes (tridymite et cristobalite), ne sont constitués que de silice (SiO2). Ils témoignent d'un magma si riche en silice qu'elle ne peut se combiner intégralement avec les autres éléments. On dit alors que ces minéraux expriment une sursaturation en silice.  Au contraire, les feldspathoïdes, dont le chef de file est la néphéline, NaAlSiO4 , témoigne d'une sous-saturation en silice puisqu'il n'y a qu'un cation Si pour deux autres cations (Na + Al). Quant aux feldspaths, qui se partagent en feldspaths alcalins (Na,K)AlSi3O8  et feldspaths calco-alcalins (NaxCa1-x)Al2-xSi2+x, le rapport [Si/autres cations] varie de 3/2 à 1, exprimant donc la saturation en silice de ces minéraux.

Ces caractères, à la fois minéralogiques et chimiques, ont conduit à dresser un tableau à deux entrées, très simple d'utilisation. 

- En abscisses est porté le taux de saturation en silice, qui est exprimé par la présence ou l'absence de quartz, par la présence ou l'absence de feldspathoïdes. Notons que le quartz et les feldspathoïdes sont incompatibles et ne se rencontrent jamais ensemble. En simplifiant, on obtient 3 colonnes, celle des roches sursaturées en silice (avec du quartz), celle des roches juste saturées, sans quartz et sans feldspathoïde, et celle de roches sous-saturées en silice, avec des feldspathoïdes.

- En ordonnées, le rapport entre feldspaths alcalins et feldspaths calco-alcalins, qui exprime un caractère plus ou moins alcalin ou plus ou moins calcique. Toujours en simplifiant, on peut dresser 3 lignes, la première pour les roches alcalines, dans lesquelles les feldspaths alcalins sont nettement plus abondants que les feldspaths calco-alcalins, la dernière où c'est l'inverse, et une ligne intermédiaire pour les roches dans lesquelles feldspaths alcalins et feldspaths calco-alcalin sont dans des proportions voisines.

Neuf cases sont ainsi établies, chacune d'entre elles correspondant à un type chimico-minéralogique donné, avec un nom pour la roche plutonique, un autre pour son homologue volcanique.

NB: caractères droits pour les roches plutoniques, italiques pour les roches volcaniques. Abréviations : .trachyb = trachybasalte , trachya = trachyandésite.

Dans cette classification, gabbros et diorite ainsi que basaltes et andésites sont dans la même case. Il faut faire intervenir les minéraux essentiels pour les différencier. Les gabbros et les basaltes sont généralement à pyroxène ± péridot mais sans amphibole, tandis que les diorites et les andésites sont  à amphibole ± pyroxène mais sans péridot.

Pour une définition plus précise, on fait suivre le nom des roches par les noms des phases minérales associées; par exemple granite à biotite, granite à amphibole, syénite à pyroxène, basalte à olivine, basalte à olivine et pyroxène etc.

Cette classification ne peut pas, bien sûr, être utilisée lorsqu'il n'y a pas de minéraux cardinaux ou lorsqu'ils sont en très faible proportion, moins de  10%. Dans ce cas, le nom que l'on donne à la roche correspond au minéral (non cardinal) le plus abondant. Par exemple, on a affaire à une péridotite lorsque les péridots sont prédominants, à une pyroxénite lorsque ce sont les pyroxènes, à une biotitite lorsque c'est la biotite, à une grenatite lorsque ce sont les grenats etc.

Caractères structuraux

C'est la structure des roches qui permet de reconnaître le caractère volcanique, filonien ou plutonique d'une roche. Les noms des structures correspondent à différents degrés de cristallinité :

- du verre lorsque le magma n'a pas eu le temps de cristalliser et a été brutalement figé à sa sortie; c'est le cas des obsidiennes. Notons que le verre est un état instable et qu'il est très sensible à l'altération. Cette structure est dite hyaline ou vitreuse,

- une pâte plus ou moins sombre lorsque la roche est faite de cristaux tellement petits qu'on ne les distingue pas à l'œil nu, rarement au microscope optique, et pas toujours au microscope électronique. La nature cristalline est toutefois mise en évidence par la diffraction de rayons X. Cette structure est dite aphyrique ou cryptocristalline,

- des petits cristaux difficilement visibles à l'œil nu, mais bien visibles au microscope; on dit alors que la roche est microgrenue,

- de gros cristaux bien visibles à l'œil nu ; c'est le cas des roches grenues.

- porphyrique signifie qu'il existe des cristaux géants par rapport aux autres. Pour une roche volcanique, au grain très fin, l'adjectif porphyrique peut désigner des cristaux de quelques millimètres de diamètre, mais pour une roche plutonique, au grain grossier (grenu) il désignera des cristaux de plusieurs centimètres,

- aplitique désigne une roche qui n'est constituée que de très petits cristaux ,

- pegmatitique désigne une roche constituée de cristaux géants.

D'autres mots, qui définissent plus précisément l'état de compaction des roches magmatiques, viennent compléter cette panoplie descriptive.

-  tufacé (de tuf désigne le résultat de l'induration de cendres volcaniques qui sont les particules meubles les plus fines émises par un volcan,

-  scoriacé (de scories) désigne des fragments plus ou moins soudés, résultant de la projection d'un magma encore très liquide. Les célèbres bombes volcaniques appartiennent au groupe des scories,

-  vacuolaire signifie que la lave contient des vides, de forme généralement ovoïde, qui correspondent au piégeage de bulles de gaz lors de l'éruption. Les vacuoles sont souvent étirées dans le sens d'écoulement de la lave,

- compacte qualifie une roche sans vacuole,

-  miarolitique, désigne l'existence d'espaces vides (miaroles) entre certains cristaux, les limites sont anguleuses et rectilignes. C'est l'équivalent plutonique du mot vacuolaire des laves, et cela témoigne donc de l'abondance des gaz en fin de cristallisation.

Ensembles granitiques et plutoniques du Massif central

Les grandes masses granitiques et de roches associées se sont formées à la faveur des mouvements liés à l'orogenèse hercynienne, en particulier lors de la collision continentale (voir planche 4 et planche 7). Elles constituent une véritable armature qui donne à l'ensemble montagneux son caractère de socle continental.

On reconnaît trois grandes étapes dans ces venues granitiques du Massif Central français

L'étape syn-collision (380-355 Ma), qui correspond à l'époque qui suivit la fermeture de l'océan qui bordait le nord du Massif Central et qui vit l'affrontement du bloc Armorique-Bohême contre le bloc Ibérique dont faisait alors partie le Massif Central. Deux types d’ensembles magmatiques se mettent en place. Le premier est caractéristique des zones de subduction, ce qui fut le cas durant la fermeture de l'océan. Il provient de la fusion du manteau supérieur et de la croûte inférieure. Le second est typiquement crustal et provient de la fusion de la croûte continentale sous l’effet de l'épaississement provoqué par l'affrontement des deux blocs continentaux.

L'étape tardi-collision (355-325 Ma), qui scelle la réunion des deux blocs continentaux qui se sont affrontés, et qui est à l'origine de la grande majorité des granites du Massif Central. Ces magmas proviennent eux aussi de la fusion de la croûte profonde.  Ils sont pauvres en éléments ferromagnésiens, et riches en silice et en aluminium, et les roches qu’ils ont produites sont peu colorées, ce pourquoi on les nomme " leucogranites ", du grec leukos = blanc.

L'étape post-collision (325-295 Ma). Elle produit les mêmes types de granites que l'étape précédente, qui résultent de l'étalement des phénomènes compressifs sur l'ensemble du Massif Central. C’est à cette étape que l’on rattache le dôme granito-migmatitique du Velay-Forez, qui, avec une superficie de 6 000 km2, est le plus grand ensemble leucogranitique de France. Les migmatites représentent des roches qui n'ont fondu que partiellement. Elles sont faites d'une partie qui a fondu (liquide) puis qui a recristallisé sur place, et d'une partie qui n'a pas fondu (réfractaire) souvent enrichie en minéraux noirs. Elles reflètent ce qui doit se passer dans la zone de fusion proprement dite.

Ensembles volcaniques

S'il existe de nombreux témoins d'activité volcanique au cours de son histoire, en particulier liés aux mécanismes de subduction de l'orogenèse hercynienne, le Massif Central est un exemple mondialement connu de volcanisme récent, avec des édifices encore très bien conservés. Ce volcanisme, essentiellement basaltique, provient de la fusion du manteau terrestre et de la remontée rapide des magmas. Cette dynamique ne peut s'expliquer que dans un contexte d'amincissement lithosphérique, lié à de grands accidents divergents qui provoquent des ouvertures et qui se manifestent en surface par la formation de bassins. Deux causes principales sont attribuées à la fusion du manteau terrestre. La première est une production de chaleur anormalement intense à la frontière du noyau terrestre, vers 2 900 km de profondeur. A l'aplomb de cette source thermique s'élève un panache qui, à partir d'une certaine profondeur, donc pression, provoque la fusion du manteau. Parce qu'il s'exprime de façon ponctuelle ce mécanisme est nommé point chaud. C'est ce que l'on observe aujourd’hui pour les Îles Hawaï ou pour La Réunion. La seconde est une décompression si rapide que la température n'a pas le temps de changer. Ce phénomène se nomme adiabatique (variation de pression sans variation de température). L'origine de ce processus adiabatique est controversée, mais elle est, dans tous les cas associée à un amincissement de la croûte aboutissant à une ouverture que l'on nomme rift.

En géologie, le rift a un rôle considérable puisqu’il évolue d'un fossé d'effondrement (Limagne, Plaine d'Alsace), à une mer comme la Mer Rouge, puis à un océan comme l'Atlantique (voir planche 5). La formation des rifts, ou " rifting " se situe donc à l'origine des océans. Au cours de ce processus, l'espace créé par l'écartement des plaques divergentes est compensé par un apport de magma provenant du manteau terrestre. Cela s'exprime essentiellement sous forme de volcanisme sous-marin et aboutit à la construction de la plus longue chaîne de montagne puisqu'elle parcourt en les joignant les zones médianes de nos océans, soit près de 42 000 km. Dans le cas du Massif Central, l'on peut s'interroger sur les conditions du démarrage de ce processus. Le processus de formation des rifts peut-il en être seul responsable, ou doit-il être associé à un point chaud ? On a montré par exemple que l'Islande (3Ma), doit sa formation au cumul de deux mécanismes : rifting + point chaud. Il en est de même pour les îles Kerguelen qui ont été constituées durant les derniers 50 Ma. Si le rôle du rifting est démontré pour le volcanisme du Massif Central, la participation d'un point chaud est possible mais n'est pas encore admise par tous.

Les volcans du Massif Central sont nombreux et variés, encore faut-il s'entendre sur la signification que l'on donne à ce mot. En effet, un complexe volcanique représente la succession de nombreuses éruptions qui ont pu se manifester de différentes façons :

(1)     effusives avec de vastes coulées de laves qui empruntent les vallées,

(2)     extrusives, qui forment des bouchons de laves très visqueuses comme le Puy de Dôme ou comme ceux dont on voit les restes dans les "sucs" volcaniques du Velay,

(3)     explosives, qui peuvent soit former de petits cônes de débris volcaniques (scories) ou des dépôts de cendres largement répandus sur un grand périmètre autour du centre éruptif.

C'est la succession de ces éruptions et l'empilement des matériaux émis qui vont constituer peu à peu le complexe volcanique. Ce complexe volcanique peut être centré et former un grand volcan que l'on nomme strato-volcan comme dans le cas du Cantal, le plus grand volcan d'Europe avec une surface de 2 500 km2, 60 km du Nord au Sud et 70 km d'Est en Ouest. Le complexe volcanique peut aussi être linéaire et former une chaîne, comme la Chaîne des Puys qui s'étend sur plus de 30 km du nord au sud le long de la Limagne. La Chaîne des Puys est faite de nombreux volcans, parmi lesquels on peut citer les célèbres Puys, de Dôme, du Pariou et du Sarcoui, des Goules etc. On parle de volcan monogénique pour le Cantal et de volcan polygénique pour la Chaîne des Puys.

Dans le Massif Central, le volcanisme (voir planche 7 et planche 8) a commencé à s'exprimer de façon sporadique dès la fin de l'ère secondaire, vers 65 Ma, c’est-à-dire lors de la fameuse crise Crétacé-Tertiaire bien connue pour être associée à la disparition des dinosaures et de très nombreuses autres espèces vivantes. De 65 à 35 Ma apparaissent les volcans de Bourgogne et de Menat, de 25 à 10 Ma ceux du bas Languedoc, du Forez, des Causses et de Limagne. A partir de 15 Ma le volcanisme devient très actif et produit les ensembles volcaniques du Sillon Houiller et du Velay oriental (16-2 Ma), de l'Aubrac (12-4 Ma), du Cézallier et des Coirons (8-3 Ma), du Devès et du Bassin du Puy (7-1 Ma), de la Sioule, de l'Escandorgue et du Mont Dore (5-0,2 Ma), de la Chaîne des Puys (150 000 - 6 700 ans) et ceux du Bas Vivarais (80 000 – 30 000 ans).

La durée de formation d'un complexe volcanique est de l'ordre de quelques millions d’années, avec des périodes d'activité paroxysmales et des périodes de calme qui peuvent durer de quelques centaines de milliers d'années au million d'années. Un complexe comme celui de la Chaîne des Puys qui est très jeune et qui a eu une activité très intense au cours des derniers 150 000 ans peut donc être réactivé, bien qu'il y ait peu de risque pour le siècle à venir.

Comme nous l'avons vu, la partie volcanique du magmatisme est soumise à une érosion importante et elle est appelée à disparaître. C'est parce qu'ils sont relativement jeunes (tertiaires et quaternaires) que les volcans du Massif Central sont dans un bon état de conservation. Les plus fragiles sont ceux qui sont constitués de matériaux peu cohérents comme les scories, les plus résistants sont ceux qui sont formés d'une accumulation de laves compactes comme les basaltes, plus résistants à l'érosion que le substratum sur lequel ils ont coulé. De nombreux cas illustrent cela, et forment ce que l'on nomme des inversions de relief. On entend par là le fait qu'une coulée de lave qui a emprunté une vallée, et qui se trouve donc dans un creux au moment de son apparition, se trouve aujourd'hui en relief, à cause de l'érosion de son substratum sur ses bords (flancs de vallée). Les paysages du Massif Central présentent de nombreux plateaux basaltiques d'altitude qui étaient en dépression au départ, d'où cette notion d'inversion de relief. De beaux exemples d’inversion de relief sont fournis par le  plateau des Coirons, le plateau de Gergovie, les côtes de Clermont, de Châteaugay, ou encore le puy de Mur.

Magmas et cycles orogéniques

Le magmatisme est généré par des variations importantes des conditions physiques qui règnent dans la croûte et le manteau terrestres, qui elles-mêmes sont associées aux mouvements des plaques, orogenèses dans les cas de convergence, ouvertures océaniques dans les cas de divergence. En surface, les formations géologiques sont des témoins de cette dynamique terrestre, les volcans reflétant des mécanismes récents ou actuels, tandis que les plutons témoignent d'histoires beaucoup plus anciennes puisqu'ils n'apparaissent en surface qu'après une longue érosion.

L'histoire géologique peut être, au moins à partir de l'ère Primaire, conçue comme une succession de formations et de destructions de chaînes de montagnes, c’est-à-dire comme une succession de cycles orogéniques dont les mieux représentés en France sont les orogenèses calédonienne, cadomienne, hercynienne (varisque), et alpine.

Le Massif Central actuel est, pour une grande part, un héritage de l'orogenèse hercynienne que l'on peut résumer par (voir aussi Edification et destruction d'une chaîne de montagnes)

- le remplissage de vastes bassins, marins, littoraux ou continentaux,

- la fermeture de ces bassins lors de mécanismes convergents (subduction), qui provoque la formation d'une chaîne de montagne à l'aplomb de la zone où plonge et disparaît la croûte océanique. Plutonisme et volcanisme participent activement à l'édification de ces jeunes montagnes,

- la collision des blocs continentaux formant de nouvelles montagnes et générant de volumineux massifs de granite,

- le démantèlement de cette chaîne lors des détentes post-orogéniques et de la pénéplanation produite par l'érosion.

Un cycle orogénique débute par une pénéplaine et se termine par une nouvelle pénéplaine. Sa durée est de l'ordre de 150 millions d'années. Dans le cas de l’orogenèse hercynienne et en particulier du Massif Central, les granites se sont formés entre 355 et 295 Ma, soit sur une soixantaine de millions d’années. Ensuite, l'érosion a supprimé les terrains sus-jacents et amené ainsi peu à peu les granites vers la surface. C'est lorsque les granites affleurent que l'on considère que le cycle orogénique est terminé, c'est à dire lorsque la chaîne de montagnes a été démantelée.

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