vignette|upright=1.5|Carte géologique du Massif central. Le Massif central est avec le Massif armoricain le plus grand domaine du socle cristallophyllien affleurant de la France. Son évolution géologique commença à la fin du Néoprotérozoïque et dura jusqu'à l'Holocène. Son organisation structurale a été déterminée par l'orogenèse calédonienne et l'orogenèse hercynienne. L'orogenèse alpine joua également un rôle en soulevant la frange orientale et probablement en déclenchant le volcanisme du Cénozoïque. Le Massif central est géologiquement très vieux comme l'atteste l'âge des zircons attribués à l'Archéen (). La structure est un empilement de nappes métamorphiques issues d'un cisaillement du socle cristallinLedru, P., Lardeaux, J.M., Santallier, D., Autran, A., Quenardel, J-M., Floc'h, J-P., Lerouge, G., Maillet, N., Marchand, J. & Ploquin, A. (1989). Où sont les nappes dans le Massif Central français?, Bull. Soc. Géol. France 8, p.605-618..

Introduction

Le contour du socle cristallophyllien apparaissant comme le Massif central a la forme d'un triangle renversé. De grande taille ( en direction nord-sud et environ d'est en ouest), le massif appartient à plusieurs zones tectono-métamorphiques formées pendant l'orogenèse calédonienne et l'orogenèse hercynienne (ou « orogenèse varisque »). . Toutes ces zones constituent la zone interne du bâti hercynien en Europe et présentent les caractères suivants : Elles contiennent les reliques de la croûte océanique subductées pendant le Silurien et le Dévonien. Le rapprochement entre le Gondwana et le microcontinent cadomien Armorica finit par une collision continentale cisaillant le socle en plusieurs nappes métamorphiques expulsées vers le sud. Après la collision, l'orogène fut exhumé diachroniquement. L'exhumation commença dans l'ouest et le nord du Massif central dès le Frasnien (), par contre dans le sud beaucoup plus tard lors du Tournaisien (). Le massif des Vosges plus à l'est fut exhumé seulement vers à la fin du Viséen.

Au sud le Massif central rentre dans la zone de la montagne Noire qui constitue avec les Pyrénées le microcontinent Aquitania. Cette zone ne contient plus de nappes fortement métamorphisées, mais des nappes sédimentaires paléozoïques qui glissèrent vers le sud poussées par la montée du socle néoprotérozoïque.

Organisation spatiale Le Massif central est traversé par plusieurs accidents tectoniques majeurs qui le divisent en secteurs géographiques.

Le plus important de ces accidents est sans doute le Sillon houillerCarte du Massif central avec le Sillon houiller, une faille normale d'une longueur de avec une forte composante de mouvement sénestre d'environ ayant eu lieu au Westphalien. Cette fracture est jalonnée de gisements stéphaniens minces et irréguliers. Le Sillon houiller sépare le secteur occidental non-volcanique du reste volcanique. Il devient la faille de Toulouse plus au sud..

Venant du nord le fossé d'effondrement de la Limagne pénètre le Massif central en direction des Grands Causses. Le mince secteur central à l'ouest de ce graben porte des grands stratovolcans comme le Cantal ou les monts Dore, mais aussi des maars et des cratères d'explosion de la chaîne des Puys plus au nord.

Le secteur oriental comprend le Morvan, le Charolais, le Mâconnais, le Beaujolais, les monts du Lyonnais, le Velay et les Cévennes. Il est limité à l'est par le fossé d'effondrement de la Bresse et sa continuation en Bas Dauphiné. Les grabens à la limite sud-est font déjà partie du bassin océanique liguro-provençal. Le secteur oriental est encore subdivisé par le graben de Roanne et par la plaine du Forez. Le bassin permien (étirement avec une composante cisaillante) de Blanzy - Le Creusot le traverse en direction nord-est et ainsi sépare le Morvan du reste.

À la hauteur de Figeac et Decazeville une cassure importante coupe le Massif central en direction ESE et parvient presque à isoler la Rouergue et la montagne Noire.

En général le Massif central forme une plaque asymétrique légèrement inclinée vers le nord-ouest et soulevée aux confins orientaux et méridionaux par l'orogenèse alpine et l'orogenèse pyrénéenne. À ces confins les dénivellements sont très importants, par contre au nord-ouest le massif se noie très doucement sous la couverture mésozoïque du Bassin aquitain et du Bassin parisien. Ce modèle un peu simpliste est souvent perturbé par les accidents et le volcanisme, ainsi la plus grande élévation se trouve au secteur central (puy de Sancy avec ).

Domaines tectono-métamorphiques

Le socle cristallophyllien du Massif central (surtout des gneiss et des schistes métamorphiques) était divisé par M. Chenevoy (1974) en trois domaines tectono-métamorphiques : Le domaine arverne (Auvergne) L'ensemble ruténo-limousin (Rouergue - Limousin) La ceinture cévenole (Cévennes)

Le domaine arverne Structurellement c'est le domaine le plus bas avec un caractère para-autochtone. Il entoure quelques bombements dans le socle comme le dôme de Saint-Mathieu, le dôme de Sussac ou bien le plateau de Millevaches. Toutes ces structures sont situées dans le secteur occidental non-volcanique. Le domaine arverne trouve son expression majeure en Auvergne (d'où le nom), dans la Marche occidentale, dans le Morvan, dans le Lyonnais et dans le Livradois (Haut-Allier).

Les roches cristallines ont généralement subi un métamorphisme de faciès amphibolite (moyenne pression - haute température, MP/HT), parfois même un métamorphisme profond (faciès granulite). Leurs protolithes sédimentaires étaient originellement des bancs de flysch déposés sur la pente continentale au nord du Gondwana. Ce flysch est constitué d'une série rythmique et monotone des pélites et des grauwackes et peut atteindre d'épaisseur. Dans sa partie moyenne sont intercalées quelques milliers de mètres des roches volcaniques bimodales. Ce sont en majorité des roches rhyolitiques, mais il y a aussi des basaltes tholeïitiques et rarement des péridotites et des lentilles carbonatées. L'âge de cette séquence du Néoprotérozoïque était originellement estimée à , mais dernièrement ces estimations ont reculé à 600 - .

La série arverne était métamorphisée pendant la phase acadienne de l'orogenèse calédonienne entre 400 - . Les pressions atteignirent 0,6 - 0,8 GPa équivalent à une profondeur d'enfouissement de , le gradient thermique était autour de 20 - par kilomètre. Le métamorphisme transforma la succession sédimentaire en migmatites à la base, suivis par des (para)gneiss, des micaschistes et en haut des schistes épizonales (schistes séricitiques et schistes chloritiques de la faciès schiste vert). Le matériel volcanogénique était transformé en leptynites et amphibolites. Inclus dans cette série on trouve des gneiss œillés issus des orthogneiss. Ces orthogneiss à leur tour sont dérivés des anciens granitoïdes porphyroïdes, cristallisés au Cambrien (Furongien) près de .

L'ensemble ruténo-limousin Les roches métamorphiques de l'ensemble ruténo-limousin se rencontrent principalement en Limousin, en Rouergue, dans la Marche orientale, dans la Châtaigneraie, dans la Margeride méridionale et aux Cévennes occidentales. La série jadis sédimentaire mais maintenant métamorphisée commence comme la série arverne mais porte vers le haut une séquence paléozoïque, qui débute au Cambrien inférieur avec une épaisse sédimentation volcanogénique de composition rhyolitique. Après suivent les sédiments datés du Cambrien supérieur, de l'Ordovicien et du Silurien.

En Limousin l'ensemble Ruténo-Limousin a subi seulement le métamorphisme calédonien, mais en Rouergue ce métamorphisme était encore superposé par le métamorphisme hercynien qui déroula sous des basses pressions et des hautes températures (BP/HT).

La ceinture cévenole La ceinture cévenole inclut les Cévennes, la montagne Noire, les monts de Lacaune et le Lyonnais. Des schistes cristallins arvernes sont surmontés par le Paléozoïque bien daté (Cambrien et Ordovicien). Dans la montagne Noire le Paléozoïque a complètement échappé le métamorphisme et la série monte ici jusqu'au Mississippien. Plus au nord dans l'Albigeois et les Cévennes, le Paléozoïque est de plus en plus affecté par le métamorphisme hercynien.

En résumé, tous les trois domaines partagent la série basale arverne, au moins quelques parties. Ils se distinguent au Paléozoïque : le domaine arverne en manque, dans la ceinture cevenole il est le moins métamorphique et le plus complet. Le domaine arverne descend structurellement le plus bas, jusqu'au migmatites. La ceinture cévenole est beaucoup plus superficielle, son Néoprotérozoïque ne contient que les schistes plus élevés, et connaît dans la montagne Noire, un Paléozoïque sans métamorphisme.

L'ensemble ruténo-limousin occupe une position intermédiaire.

Unités métamorphiques épizonales Les unités métamorphiques épizonales de faciès schiste vert sont sous-représentées dans le Massif central et se cantonnent dans la périphérie. Les unités suivantes y appartiennent : L'unité de Génis en Bas-Limousin L'unité de Thiviers-Payzac en Bas-Limousin Les schistes de Mazerolles en Haute Charente L'unité de la Brévenne au Lyonnais Les schistes de l'Albigeois L'unité de Génis montre la succession suivante (de haut en bas) : Schistes verts de Génis - roches volcaniques basiques Lentilles de calcaires à entroques - avec conodontes du Silurien supérieur Schistes sériciteux de Génis - avec acritarches de l'Ordovicien Arkoses silicieuses du Puy-de-Cornut - peut-être en affinité avec le grès armoricain de l'Ordovicien Porphyroïdes de Génis - métaignimbrites rhyolitiques de la limite Cambrien/Ordovicien Schistes sériciteux d'Excideuil - Cambrien probable L'unité de Thiviers-Payzac comprend des tufs rhyodacitiques, des grauwackes et des siltites. Son degré métamorphique peut atteindre même le faciès amphibolite.

Les schistes de Mazerolles sont des micaschistes alumineux avec des passages quartzitiques. Leurs protolithes étaient des pélites et des siltites du Cambrien probable.

L'unité de la Brévenne est une nappe ophiolitique datant du Dévonien supérieurPin, C. & Paquette, J-L. (1998). A mantle-derived bimodal suite in the Hercynian Belt: Nd isotope and trace element evidence for a subduction-related rift origin of the Late Devonian Brévenne metavolcanics, Massif Central (France), Contrib Mineral Petrol 129, p. 222-238. Elle est constituée : des laves en coussin, des dolérites, des gabbros, des roches ultramafiques, des cherts et des sulfides massives.

Évolution sédimentaire Pour établir la reconstruction paléogéographique il est important d'avoir des successions sédimentaires non-métamorphiques. Malheureusement dans le Massif central ces successions sont assez rares et se trouvent en majorité à la périphérie du massif. Dans l'intérieur elles font défaut à cause de l'importante érosion qui les a réduites. Ce fait explique la grande difficulté d'interpréter l'évolution du massif en cohérence.

Sédiments antécarbonifères Néanmoins il en existe des témoins du passé antécarbonifère. Ils se concentrent en deux aires majeures : Dans la montagne Noire au sud Dans le Morvan au nord-est Le versant sud de la montagne Noire possède une succession sédimentaire presque complète allant du Cambrien inférieur jusqu'au Mississippien.

Le Cambrien commence à sa base avec des rhyolites puis est suivi par les grès de Marcory, des calcaires à Archaeocyathus, des schistes et encore des grès. L'Ordovicien et le Silurien sont essentiellement schisteux, tandis que le Dévonien, de type méditerranéen, est entièrement calcaire.

Sur le versant nord la série est moins complète : l'Ordovicien supérieur, le Dévonien, le Tournaisien et le Viséen sont absents. Mais ici on peut voir les niveaux cambro-siluriens devenir progressivement métamorphiques et s'intégrer à la série micaschisteuse de l'Albigeois appartenant à la ceinture cévenole.